Le domaine continental et sa dynamique (TS)

En classe de première, vous avez essentiellement étudié la dynamique de la lithosphère océanique. Cette année, c'est surtout le domaine continental qui va retenir notre attention.

Profondeur du Moho

Nous allons estimer la profondeur du Moho en différents points. Si les valeurs sont constantes, le modèle d'Airy doit être repoussé, en revanche, si les valeurs varient, le modèle d'Airy est validé.

Pour ce faire on utilise le retard des ondes P réfléchies sur le Moho par rapport aux ondes directes.

On utilise des enregistrements sismographiques faits dans les Alpes de ce type où PMP correspond au temps d'arrivée des ondes P réfléchies sur le Moho :

Voici les différentes valeurs :

  

On peut effectuer le calcul à la main, mais nous utiliserons un tableur graphique de ce type :

On obtient les résultats suivants  pour la profondeur du Moho :

— station OG02 : 32,1 km

— station OG03 : 34,1 et 34,2 km

— station OG21 : 37,9 km

— station RSL : 44,3 km

— station SURF : 42,8 km

— station OG04 : 32,8 km

On constate donc que la profondeur du Moho varie beaucoup sur une zone géographique relativement
restreinte comme les Alpes. Si on compare la profondeur calculée du Moho et l'altitude de la station, on constate facilement que plus la station est élevée et plus le Moho est profond.

Quelques valeurs de la profondeur du Moho au niveau de la France

On constate que les variations de profondeur du Moho correspondent à des zones précises. On aura un Moho profond dans les zones à forte altitude (chaîne de montagnes) et un Moho à plus faible profondeur dans les zones de plaine d'effondrement comme l'Alsace correspondant à un rift avorté.

On parle de racines crustales dans le cas de la partie basse de la croûte au  niveau des zones montagneuses.

La datation des roches magmatiques
Document

La lithosphère est essentiellement constituée de roches magmatiques. On peut dater les roches magmatiques avec un radiochronomètre basé sur la désintégration des isotopes radioactifs.

Deux conditions d'utilisation fondamentales doivent être prise en compte :

— la datation ne peut pas se faire pour un âge supérieur à 10 fois la période ou temps de demi-vie (temps qu'il faut pour que la radioactivité diminue de moitié). Exemple : la période du 14C est de 5400 ans environ, donc on ne peut pas dater un échantillon ayant un âge supérieur à 54 000 ans.

— la datation se fait à partir de la fermeture du système, c'est à dire de l'arrêt des échanges avec l'extérieur. Dans le cas d'une roche magmatique, il s'agit de la fin de la cristallisation.

Pour dater un échantillon , on utilise un spectromètre de masse :

Utilisation de la méthode rubidium-strontium (Rb-Sr)
On veut dater un granite du massif Armoricain.

Compte-tenu des incertitudes dues à la construction de la courbe, on obtient un âge du granite compris entre 250 et 320 millions d'années.
On peut aussi dater des échantillons grâce au logiciel Radiochronologie. C'est ce la cas pour les granites du Bois Noir dans le massif Central.

On obtient une date estimée de -333 millions d'années. Si on soumet le granite du Massif Armoricain au même logiciel, on obtient -322 millions d'années. La formation de ces deux granites est donc contemporaine.
On a daté un grand nombre de roches aussi bien continentales qu'océaniques et on a pu construire un planisphère de l'âge des roches.

On constate que l'âge des roches continentales est beaucoup plus ancien que celui des roches océaniques, 3,8 milliards d'années pour les plus vieilles roches continentales et 175 millions d'années pour les roches océaniques. En ce qui concernent les roches de la croûte océanique, on sait que le fond océanique est en renouvellement perpétuel. En revanche, on peut estimer (en premier approche) qu'il y a une relative stabilité de la croûte continentale durant l'histoire géologique de la terre.

Les roches de la lithosphère continentale

Une première comparaison peut être effectuée entre la lithosphère continentale et la lithosphère océanique :

L'élément le plus important est la différence de richesse en silice entre la croûte continentale et la croûte océanique. La caractéristique de la croûte continentale est sa richesse en silice. Cette particularité se traduira par la présence de roche de couleurs en général plus claires.

Si on s'intéresse à la lithosphère continentale, on estime que la majorité des roches de la croûte est de composition de type granitique.

La comparaison entre granite et gneiss permet de valider cette hypothèse. Gneiss et granite semble être deux roches très proches.

Une deuxième approche peut être faite par la mesure de la densité des roches. 

La méthode n'est pas d'une précision diabolique mais elle permet d'estimer correctement la zone de densité. On constate que la densité du granite et du gneiss tourne autour de 2,8 alors que celle de la péridotite est supérieure à 3.

La composition minéralogique est aussi un bon indice. On peut comparer les échantillons à l'œil nu. Le granite est une roche grenue de couleur clair (de gris à rose) avec des éclats noirs de mica.

Le gneiss est une roche de couleur grise. Les cristaux sont plus petits et disposés en lits alternativement noirs et clairs. Cette disposition particulière porte le nom de foliation.

La péridotite est une roche grenue caractérisée par une couleur verte due à la présence en grande quantité de cristaux d'olivine.

En LPA, une lame de granite montre des cristaux jointifs. On retiendra le quartz, le mica et les plagioclases.

L'observation en LPA d'une lame de gneiss confirme l'aspect folié de la roche. Des lits de mica alternent avec des lits de minéraux riches en silice comme le quartz.

La péridotite est formée à 80% d'olivine. Le reste est essentiellement constitué de cristaux de pyroxène.

Les phénomènes tectoniques au niveau de la croûte continentale
Lors de la création d'un massif (orogenèse), d'énormes forces de compression sont à l'œuvre. Ces contraintes peuvent s'exercer sur des roches ayant une certaine plasticité comme les roches sédimentaires — on aura alors des déformations plastiques ou plis — ou sur des roches ayant une plasticité très limitée — on aura alors des déformations cassantes ou failles inverses.

La présence de plis ou de failles est un indice essentiel de la présence d'une tectonique de compression.

Les plis

Schéma de la formation d'une zone de plis

Anticlinal d'Ancelles (Alpes)

Synclinal de Profondeville (Belgique)

Zone de plis au Nouveau-Mexique

Zone de plis dans le Jura, dit le Chapeau de Gendarme

Les failles

Vidéo présentant les mouvements des failles

Schéma d'une faille inverse

Lors du mouvement d'une faille, il y a mouvement relatif des deux compartiments.

Faille inverse dans le Trias de la région de Lodève et interprétation

Faille inverse dans une zone du Nouveau-Mexique

Parfois une zone peut subir des contraintes entraînant l'apparition de plis, puis, lorsque la zone d'élasticité de la roche est dépassée, voir apparaître une faille. On parle alors de plis-failles.

Pli-faille à St-Rambert-en-Bugey (sud du Jura)

Les mouvements des deux compartiments de la faille, lorsqu'ils sont de grande ampleur, peuvent donner naissance à des chevauchements de deux zones. 

Schéma d'un chevauchement

Cas de chevauchement dans le Massif des Corbières

Lorsque le chevauchement est de très grande ampleur (plusieurs dizaines de kilomètres), on a alors une nappe de charriage. C'est le cas de la zone de Glaris dans les Alpes suisses.

On peut constater qu'il y a un contact anormal entre les terrains du Permien (fin du Paléozoïque) et les terrains du Crétacé (Mésozoïque) et du Tertiaire (Cénozoïque). En effet, normalement les terrains les plus anciens devraient se trouver sous les terrains plus récents. L'inversion ici constatée est un bon indice de la présence d'un charriage.
Un autre exemple de charriage est donné par la nappe de Digne dont le schéma ci-dessous, montre bien le fonctionnement.

On peut donc résumer les différentes phases d'un épaississement et d'un raccourcissement de la croûte de la façon suivante :

Du métamorphisme à l'anatexie

Lors d'une orogenèse (par exemple), une roche peut être soumise à des contraintes de température et de pression qui la déforme. Sous l'effet de ces contraintes, une roche devient ductile (déformable) et l'organisation de ces cristaux se modifie. Ils se disposent en bandes selon une foliation.

Echantillon et lame de gneiss en LPA

Echantillon et lame de micaschiste en LPA

Un minéral qui garde sa même composition chimique peut apparaître sous différentes formes selon les types de contraintes. Il restera dans un état donné pour un certain domaine de température et de pression qu'on appelle le domaine de stabilité.
On représente classiquement ce phénomène sur une diagramme PT (pression température).

Diagramme PT de différents silicates d'alumines de même formule chimique soumis à des contraintes variées

En rouge, le domaine de stabilité de l'andalousite et en bleu, le domaine de stabilité de la sillimanite

Certains minéraux n'apparaissent qu'à de très grandes profondeurs sous l'effet de contraintes très importantes. C'est le cas du grenat, par exemple.

Micaschiste à grenats (ce sont les gros cristaux rouge sombre)

Diagramme PT. On constate que le domaine de stabilité du grenat est située à température faible mais à pression élevée.

On appelle donc métamorphisme, l'ensemble des transformations minéralogiques et structurales à l'état solide d'une roche soumise à des modifications de température et de pression.

Si les conditions PT d'une roche change et que les contraintes augmentes encore, on peut arriver à une zone ou la fusion de certains minéraux commencent. Il y a fusion partielle de la roche.

Diagramme PT du liquidus/solidus d'une roche

Ci-dessous, une migmatite. On constate que des zones présentent des cristaux plus gros et d'autres des cristaux plus petits, signe d'une recristallisation après fusion partielle.

On considère qu'une roche hydratée entre en fusion pour des contraintes de température plus faible qu'une roche anhydre. Lorsque les contraintes augmentent, c'est la roche entière qui entre en fusion. On parle d'anatexie.

Granite d'anatexie

Condition de fusion d'un gneiss donnant un granite d'anatexie

En réalité, la différenciation entre une migmatite et un granite d'anatexie est surtout affaire de spécialistes. C'est une histoire de degré de fusion partielle très délicat à déterminer. Il faut retenir que sous de fortes contraintes une roche peut entrer en fusion partielle. On quitte alors le domaine du métamorphisme pour celui de l'anatexie.