La croûte continentale
III - Indices témoignant d'un épaississement crustal dans les chaînes de montagne
1) Indices tectoniques : Plis, failles, chevauchements, charriages et contacts anormaux
Tectonique = ensemble des déformations ayant affecté des terrains géologiques postérieurement à leur formation.
Épaississement crustal = Épaississement de la croûte continentale
Nature des forces exercées ? Forces de compressions et de convergences
Pourquoi ces forces ? Car il y a eu subduction entre deux plaques
Comportement de la roche ? Comportement plastique, elle a plissé
Comment se nomme une telle formation ? Une formation anti-clinale
Nature des forces ? Forces de compressions et de convergences
Comment se nomme une telle formation ? Une formation synclinale
Nature des forces ? Forces de compressions et de convergences
Comment se nomme une telle formation ? Une formation anti-clinale
Comportement de la roche ? Comportement plastique
LES FAILLES
Rappel :
Faille normale (roches plus jeunes reposent sur les roches les plus anciennes) :
Faille inverse (roches anciennes reposent sur les roches les plus jeunes) :
Comportement de la roche ? Cassante
Nature des forces ? Extensibles
On a souvent du mal à imaginer comme les roches, toujours dures et rigides) à l'échelle humaine, peuvent arriver à se tordre en formant des plis anticlinaux ou synclinaux.
→ C'est un phénomène qui demande pendant de temps (plusieurs milliers d'années)
→ En même temps qu'elle se plisse, la roche se clive en parallélépipèdes de plus en plus étroits avec la profondeur (donc la pression P) et donc finissent par devenir de véritables feuillets (schistes), le long desquels des glissements se produisent et permettent à la roche en cours de déformation de s'adapter à un espace de plus en plus restreint
Failles normale ou inverse ? Faille normale
Forces convergentes ou divergentes ? Convergentes
Compressives ou extensives ? Extensives
A quoi reconnaît-on cette faille ? Les couches anciennes reposent sur les couches les plus jeunes
Faille normale ou inverse ? Faille inverse
La présence de faille inverse est un indice de racine crustale
LES CHEVAUCHEMENTS
--- → faille inverse
Crétacé inférieur (Cinf) : Âge ? De 144 à 97,5 Millions d'Années
Crétacé supérieur : Âge ? De 97,5 à 65 Millions d'Années
Raccourcissemet de la croûte continentale → chevauchements → épaississement de la croûte continentale → reliefs en surface et racine crustale en profondeur
Couche savonneuse = gypse
Types de forces ? Forces de convergences
Nom de la faille ? Faille inverse
C'est un mini chevauchement
MÉGA CHEVAUCHEMENT = NAPPES DE CHARRIAGES
Le célèbre "bau" (=rocher) de St Jeannet est formé de calcaires massifs d'âge jurassique. Les cultures et le village sont installés sur des formations gréseuses plus récentes, datées du Miocène. (802 mètres d'altitude)
→ Contact anormal puisque une roche Jurassique repose sur du miocène
Explications :
1 - Une chaine de montagne naît dans une zone où deux plaques tectoniques convergent (quelques cm/an)
2- Une collision continentale se produit. Même si la CC sera tirée vers les profondeurs, (jusqu’à 100 Km) une grande partie de la CC échappe à la subduction, s’écaille et s’entasse. La plaque chevauchante joue le rôle de rabot.
3- Une première grande écaille se forme, de l’épaisseur de 1 Km environ. Elle se décolle de la croûte et la superpose suivant un plan de faille inverse proche de l’horizontale.
Par à coups, séisme après séisme, elle chevauche la croûte qui elle poursuit la subduction.
4- Puis une 2° écaille et ainsi de suite.
5- C'est cet empilement par en-dessous d'unités chevauchantes qui produit (en quelques millions d'années [Ma]) la surrection d'une montagne (à la vitesse moyenne de quelques mm par an). En effet, l’empilement d’écailles épaissit, en la raccourcissant horizontalement (d'une distance de l'ordre de la centaine de km), la croûte continentale (dont l'épaisseur peut ainsi doubler, atteignant 60 à 80 km). Epaississement qui se fait vers le haut dans lequel l'érosion sculpte des reliefs montagneux (qui peuvent culminer jusqu'à une altitude de 8 à 9 km). Mais aussi vers le bas, il y a enfoncement de la lithosphère ainsi épaissie et alourdie dans l'asthénosphère chaude (1300°), et ductile. Les reliefs montagneux sont ainsi compensés en profondeur par une " racine "
BILAN : Plis, failles inverses, chevauchements, nappes de charriage sont les marqueurs visibles à l’affleurement témoignant de la présence d’une racine crustale en profondeur.Cet épaississement crustal, nommé racine crustale, s’explique par le raccourcissement de la CC qui conduit à la formation de chevauchements qui ont pour effet d’épaissir la lithosphère continentale dans la zone de collision et de générer des reliefs élevés (4 809 m = dernière mesure de l’altitude du Mt Blanc. Everest : 8 848m).De plus, les profils sismiques (cf p 176 + schéma p 177) montrent que les chevauchements visibles en surface se retrouvent en profondeur. De gigantesques nappes sont empilées les unes sur les autres, comme des écailles. Le mécanisme créant des reliefs cad des chaines de montagne porte le nom d’OROGENESE.
Au début du XXème siècle, Wegener avait postulé que l'altitude moyenne des continents (+100m) et des océans (-4 500m) permettaient d'avancer l'idée que ces deux domaines correspondant à des croûtes terrestres différentes : Les croûtes continentales et océanique
LA CROÛTE CONTINENTALE
Densité et notion d'isostasie
Les roches de la croûte océanique proviennent du refroidissement du magma injectés à l'axe des dorsales. Ce sont essentiellement des basaltes (= roches volcaniques constituant rapatrie supérieure du plancher océanique) qui surmonte des gabbros (= roche plutonique de même composition.
Cet ensemble est tapissé d'une couche sédimentaire, d'autant plus épaisse que l'on se trouve éloignée de la dorsale.
La croûte océanique, de 5 à 6km d'épaisseur repose sur le manteau supérieur formé de roches grenues, la péridotite.
Les roches de la croûte continentale et leur densité
Les roches continentales visibles en surface présentent une grande variété (magmatiques, sédimentaires, métamorphiques) mais elles ne représentent qu'une faible part de la croûte continentale.
Pour l'essentiel, celle ci est constituée de roche de type granite (=roche magmatique plutonique entièrement cristallisée, de texture grenue et contenant principalement des feldspath, quartz et micas).
Par comparaison, les roches océaniques sont formées principalement de piagoclase et de pyroxène.
Cette différence de composition minéralogique s'accompagne d'une différence de densité. En moyenne, on estime dcc = 2,7 et dco = 3
Cette différence pose le problème des relations d'équilibre entre ces croutes, et le manteau sous-jacent.
Notion d'isostasie
En fait, croûte continentale et croûte océanique ne représente que la partie superficielle d'un ensemble plus rigide beaucoup plus épais : la lithosphère
Nous savons que la lithosphère terrestre est divisée en un certain nombre de plaque. qui reposent en équilibre sur l'asthénosphère (=zone du manteau terrestre moins rigide, réformable/ductile). La limite lithosphère/asthénosphère correspond à l'isotherme 1300°C (=LVZ)
Les études gravimétriques s'intéressent aux variations fines de l'intensité de la pesanteur terrestre (ou gravité), ces variations étant dues au fait que la terre n'est pas rigoureusement sphérique, qu'elle ne soit pas parfaitement plate et que les masses ne soit pas réparties de manière homogène. Il est possible de calculer la valeur théorique de la pesanteur en un lieu donné et de la comparer à la valeur effective mesurée à l'aide de gravimètres.
Les spécialistes constatent alors l'existence d'anomalie : Dans les régions montagneuses, la pesanteur g mesurée est souvent inférieure à la valeur 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.
Épaisseur de la croûte continentale
Estimation de l'épaisseur
Cet équilibre de la lithosphère sur l'asthénosphère étant admis, il est logique de penser que la croûte continentale, moins dense que la croûte océanique, peut être plus épaisse et avoir sa surface à une altitude plus élevée.
Les données sismiques permettent d'estimer l'épaisseur de la croûte. Elles sont fondées sur l'analyse de sismogramme enregistré par différentes stations assez proches d'un foyer sismique.
Il est possible de repérer sur ces enregistrements l'arrivée d'ondes P qui ont suivis plusieurs chemins (à la même vitesse) : Des ondes P "directes" et des ondes P "réfléchies" (=Ondes PMP) qui se sont enfoncée dans la croûte, puis ont été réfléchies sur une surface de discontinuité et son remontées vers la station?
Un calcul assez simple fondé sur la comparaison des temps de parcours permet d'estimer la profondeur du Moho.
Variations d'épaisseur de la croûte continentale
En domaine continental, la profondeur du Moho se situe en général aux alentours de 30km : cette valeur représente donc l'épaisseur moyenne de la croûte continentale (Rappel CO = 6 km).
La valeur obtenue par les sismologues varie toutefois beaucoup suivant les régions. Dans une région montagneuse (zone alpine par exemple), la profondeur du Moho s'abaisse notablement, jusqu'à 60km environ.
Comme le laissaient supposer les modèle concernant l'isostasie, l'excès de masse représenté par la chaîne de montagne est compensé en profondeur par une "racine crustale" moins dense que le manteau supérieur.
Reste à comprendre comment, dans ces régions, la croûte continentale s'est épaissie au point d'ériger des reliefs de plusieurs kilomètres, qui surmontent des racines profondes
Des indices tectoniques et pétrographiques de l'épaississement crustal
Des indices tectoniques
Les chaînes de montagnes sont toujours le résultat d'une histoire tectonique complexe, en général dans un contexte d'affrontement de plaques. Sous l'effet des contraintes liées au déplacement de ces plaques, les roches ont subi des déformations ou des déplacements parfois considérables. Un exemple très connu est celui de la collision, actuellement en cours, entre le sous continent Indien et le bloc Eurasiatique, avec pour résultat l'érection des chaînes himalayennes. Les Alpes sont un autre exemple plus proche de nous.
Les géologues peuvent identifier, sur le terrain, des indices révélateurs des contraintes compressives qui se sont exercées.
Les plis, qui affectent les séries sédimentaires, témoignent d'une déformation souple et permettent de repérer la direction générale des contrainte (perpendiculaire à l'axe des plis)
Les failles inverses, déformation cassante qui traduit d'un raccourcissement local de la croûte
Les Nappes de charriages qui représentent une espèce de paroxysme : des formations géologiques de taille parfois impressionnante ont glissés des distances qui peuvent atteindre plusieurs dizaines de kilomètres, en chevauchant les formations en place. Ainsi, se créent des empilements complexes, où des roches initialement très éloignées se retrouve en contact anormal. C'est d'ailleurs le constat de telles anomalies qui permet de repérer ces formations voyageuses (exemple du Baôu de St Jeannet)
Indices pétrographiques
Au niveau d'une chaîne de montagnes, l'épaississement de la croûte continentale est lié au raccourcissement et aux empilements imposés par les contraintes tectoniques.
Les roches crustales subissent les conséquences de ces conditions nouvelles. Du simple fait de l'enfouissement à des profondeurs de plusieurs kilomètres , elles sont soumises à des températures et des pressions croissantes et se transforment.
Des transformations à l'état solide
Sur le terrain, il est, par exemple, possible d'observer le passage progressif de roches 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 des micaschistes et des gneiss.
Retenons simplement qu'à part les modifications de texture, le fait marquant est la cristallisation de nouveaux minéraux. La composition chimique globale de la roche reste stable mais les minéraux se transforment progressivement : les minéraux stables 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, caractérise les roches métamorphiques.
Des traces de fusion partielle
Si la température et la pressions s'élèvent encore plus, une partie de la roche métamorphique peut fondre et donner naissance à un magma. Ce phénomène de fusion partielle constitue ce que l'on appelle l'anatexie.
C'est ainsi que l'on observe des migmatites , c'est à dire des gneiss contenant des lentilles granitiques : ce granite provient de la cristallisation d'un magma, lui-même produit par la fusion des minéraux les moins réfractaires du gneiss (ceux qui ont la température de fusion la plus faible)
L'âge de la croûte continentale
On sait que la croûte océanique est recyclée en permanence : la croûte ancienne devenue trop dense, sombre inexorablement dans le manteau. Ainsi, on ne connaît pas de croûte océanique d'âge supérieur à quelque 200 Ma.
En revanche, la croûte continentale peut être très vieille : l'âge des Gneiss d'Acasta au Canada est de 4,03 Ga.
Comment ces âges sont-ils obtenus ?
Méthodes de radiochronologie qui permettent de réaliser de telles datations. Elles sont fondées sur les connaissance de désintégration radioactive d'éléments contenus dans les roches.
Ce phénomène obéit à une loi immuable de décroissance exponentielle en fonction du temps, la demi-vie variant d'un élément à l'autre. On dispose donc de divers géochronomètres. Parmi eux, les éléments Rubidium Rb et Strontium Sr, présents dans les roches de la croûte continentale, permettant de dater des roches vieilles de plusieurs milliards d'années.
