Les dynamiques du domaine continental Fiche bac

La croûte continentale correspond à la partie supérieure de la lithosphère. Elle est séparée du manteau supérieur par le Moho ou discontinuité de Mohorovicic. Elle est formée de :

• Granite : Le granite est une roche magmatique plutonique, c'est-à-dire qu'il est formé dans des plutons, il a de ce fait un refroidissement lent. Il a une structure grenue, c'est-à-dire que la roche est entièrement cristallisée. Elle est essentiellement composée de feldspaths (plagioclase et orthose), quartz, et mica noir (ou biotite) et parfois par des amphiboles.
• Gneiss : Le gneiss est une roche métamorphique issue du métamorphisme du granite, c'est-à-dire des transformations à l'état solide avec des modifications de température et de pression du milieu. Il est également essentiellement composé de feldspaths, quartz et mica.
• Roches sédimentaires : sur 2 à 3 km en surface, en fonction de la zone étudiée

Du fait de cette constitution, la croûte continentale a une densité moyenne de 2,7.

La partie supérieure du manteau supérieur, elle, est constituée de péridotite. Elle a une structure grenue, c'est-à-dire qu'elle est entièrement cristallisée. Sa densité moyenne est de 3,3.

Il est possible de mesurer l'âge de la croûte continentale. On peut la dater grâce à la datation absolue, qui s'appuie sur la radiochronologie (datation des roches grâce à l'utilisation des atomes radioactifs, ou isotopes, la composant).

À la fin de la cristallisation, appelée 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. Plusieurs couples d'isotopes peuvent être utilisés dans le cadre de la datation.

Dans les chaînes de montagnes actuelles, des éléments géologiques présents dans les océans sont retrouvés. Ces structures sont les marges passives et les ophiolites.

Avec le temps, la lithosphère océanique va s'éloigner de la dorsale. Au cours de ce processus, la lithosphère se refroidit, s'épaissit et s'hydrate lors de l'hydrothermalisme. Les roches subissent un métamorphisme de basse pression/basse température. Afin de comprendre les changements induits par le métamorphisme, on s'intéresse aux changements se produisant sur le gabbro.

Les gabbros passent par plusieurs états de stabilité : le faciès amphibolitique, caractérisé par de la hornblende, le faciès schiste vert caractérisé par de l'actinote, l'épidote et de la chlorite. Afin de fabriquer ces deux roches, le gabbro doit subir une hydratation.

• Avec l'éloignement, la lithosphère océanique va s'épaissir et sa densité va croître. Cette densité va devenir plus importante que la densité de l'asthénosphère. La lithosphère va alors plonger dans l'asthénosphère lors d'un phénomène appelé subduction.
• Les gabbros passent par le faciès schiste bleu caractérisé par de la glaucophane et enfin un faciès éclogite caractérisé par de la jadéite et du grenat. Au cours de ce processus, les roches subissent une déshydratation.

Les changements métamorphiques que vont subir les gabbros mais aussi les basaltes vont entraîner la formation de métabasaltes et de métagabbros.

Les roches entrent en fusion partielle quand les conditions de pression et de température dépassent le solidus de cette roche. La fusion est complète quand ces conditions dépassent le liquidus. Quand la roche est hydratée, le solidus est diminué, ce qui signifie que la fusion partielle se produit à une température plus faible, on parle alors de solidus hydraté.

Au cours de la subduction, par les différents métamorphismes, les roches de la plaque subduite hydratées se déshydratent. L'eau migre et vient hydrater les péridotites formant le manteau supérieur de la plaque chevauchante. L'hydratation des péridotites fait baisser leur température de fusion partielle et leur permet d'entrer en fusion partielle dans les conditions de pression et de température présentes dans la plaque chevauchante.

Le magma formé est visqueux, car riche en silice. Du fait qu'il soit trop visqueux, il va former des obstacles au bon écoulement de la lave. Le magma va alors se dégazer, les gaz vont s'accumuler, et quand la pression sera trop forte le volcan explosera, ce qui sera à l'origine de nuées ardentes (gaz, petits blocs et cendres à haute température).

• S'il refroidit en profondeur, le refroidissement sera lent, il forme des plutons de granitoïdes (comme la diorite) qui enrichissent la croûte continentale en roches issues du magma du manteau.
• S'il parvient à la surface, il est à l'origine d'un volcanisme explosif, caractérisé par des explosions avec nuées ardentes et laves visqueuses, avec libération d'une grande quantité de vapeur d'eau. Cela entraînera la formation de roches microlitiques comme des andésites et des rhyolites. Ces roches sont obtenues par un refroidissement rapide des magmas.

Que les roches formées soient plutoniques ou volcaniques, elles sont fortement hydroxylées (groupement \ce{OH} ). Cela confirme que c'est la plaque plongeante qui a hydraté la péridotite.

Ce volcanisme crée :

• Des arcs insulaires si la plaque chevauchante est océanique, comme par exemple aux Petites Antilles.
• Des chaînes de volcans continentaux si la plaque chevauchante est continentale, comme par exemple la Cordillère des Andes.

La comparaison d'un massif ancien comme le Massif central et un massif récent comme les Alpes permet de mettre en évidence des différences notables entre les deux massifs ainsi qu'une chronologie.

Tout d'abord, les chaînes de montagnes récentes sont caractérisées par des reliefs élevés, des pentes abruptes et une racine crustale profonde.

Au cours du temps, les reliefs vont diminuer,ce qui aura pour conséquence un réajustement isostatique. De ce fait, on retrouvera à l'affleurement des roches formées en profondeur. Dans les massifs anciens, on retrouve des roches plutoniques et métamorphiques et un Moho proche du fait de la diminution de la racine crustale. De plus, les pentes des montagnes sont plus douces.

Les chaînes de montagnes sont soumises à des phénomènes physiques, chimiques et tectoniques qui dégradent le relief : ces phénomènes sont responsables de l'érosion.

• L'altération mécanique ou physique : sous l'effet de l'eau de ruissellement et de pluie, qui passe de l'état liquide à l'état solide, les roches se fissurent et se cassent. Les fissures par lesquelles l'eau va pénétrer sont appelées diaclases (fissures créées par l'eau dans les roches). Ce phénomène est appelé altération mécanique (ou altération physique). Les glaciers jouent aussi un rôle très important car, lors de leur déplacement, ils vont polir la roche et la dégrader pour former de fines particules minérales.
• L'altération chimique est l'hydrolyse des roches par l'eau qui s'infiltre dans les diaclases. Les roches fragmentées et ameublies sont transportées par les eaux de ruissellement en direction des océans ou des bassins sédimentaires. Les roches les plus imposantes sont transportées moins rapidement que les plus petites, en d'autres termes plus la force du courant sera importante plus les roches pouvant être transportées seront grosses.
• Les phénomènes tectoniques et l'érosion : au sein des massifs montagneux, on retrouve des failles normales qui sont le reflet d'épisodes distensifs. À l'intérieur de ces failles, l'eau vient s'insinuer ce qui favorise l'altération chimique et mécanique. On parle d'effondrement gravitaire lorsque le relief s'effondre sous son propre poids, en suivant les anciennes lignes de fractures (anciennes failles inverses qui "rejouent" en tant que failles normales).

Au fur et à mesure de l'érosion, la croûte continentale perd de sa masse. Elle s'enfonce donc moins dans l'asthénosphère. L'érosion s'accompagne par conséquent d'une remontée de la lithosphère par rééquilibrage isostatique. Une perte de matériel influe à la fois sur la hauteur du massif montagneux et sa profondeur, ce dernier va remonter en compensant la perte de masse, d'où l'impression de lenteur de l'érosion.