Composition et densité de la croûte continentale
La croûte correspond à la partie supérieure de la lithosphère. Elle est séparée du manteau supérieur par le Moho ou discontinuité de Mohorovicic, qui est une discontinuité physico-chimique. La croûte peut être continentale (30% de la surface de la Terre) ou océanique (70% de la surface de la Terre). Le manteau supérieur est constitué par de la péridotite qui est une roche plutonique. Elle a une structure grenue, c'est-à-dire qu'elle est entièrement cristallisée.
La croûte continentale est formée de :
- Granite : 40%
- Gneiss : 55%
- Roches sédimentaires : 5% sur 2 à 3 km en surface, en fonction de la zone étudiée
Granite
Le granite est une roche magmatique plutonique. Elle est essentiellement composée de feldspaths (plagioclase et orthose), quartz, et mica noir (ou biotite) et parfois des amphiboles.
Observation au microscope polarisant d'une lame mince de granite
Gneiss
Le gneiss est une roche métamorphique issue du métamorphisme du granite ou de roches telles que le grès. Elle est essentiellement composée de feldspaths, quartz et mica, formant des feuillets (on parle de foliation).
Rappels : La croûte océanique est formée essentiellement de basalte qui est une roche magmatique volcanique et de gabbro qui est une roche magmatique plutonique. Elles sont composées majoritairement de feldspaths (plagioclases) et de pyroxènes, et le basalte possède une grande proportion de verre. Cette croûte océanique est recouverte de roches sédimentaires. Plus on s'éloigne de la dorsale, plus l'épaisseur de sédiments est importante.
Observation au microscope polarisant d'une lame mince de basalte
Observation au microscope polarisant d'une lame mince de gabbro
La croûte continentale a une densité moyenne de 2,7, à la différence de la croûte océanique, qui a une densité de 2,9. Cette différence est due aux roches composant l'une et l'autre des croûtes : le granite et le gneiss sont en effet moins denses que le basalte et le gabbro.
Épaisseur de la croûte continentale
L'isostasie
Isostasie
L'isostasie est basée sur le principe de la compensation du relief. Un excès de masse en surface (relief) sera compensé par un déficit de masse en profondeur (une racine crustale, moins dense) car la densité de la croûte est plus faible que la densité du manteau supérieur.
Inversement, un déficit de masse en surface sera compensé par un excès de masse en profondeur (la remontée du manteau).
Une chaîne de montagnes aura, par le principe de l'isostasie, une importante racine crustale pour compenser le relief en surface. Il y aura donc une grande épaisseur d'une couche moins dense (la croûte), cela compensant l'excès de masse en surface lié au relief positif de la montagne.
Ainsi, la lithosphère composée de la croûte et de la partie supérieure du manteau supérieur est en équilibre isostatique sur l'asthénosphère qui est ductile.
La lithosphère et l'asthénosphère sont séparées par la LVZ (Low Velocity Zone) qui se situe entre 100 et 200 km de profondeur et correspond à un isotherme de 1300°C.
Au sein de la lithosphère continentale, la croûte mesure entre 30 km de profondeur en plaine et 70 km de profondeur en zone montagneuse.
Racine crustale
Une racine crustale est l'épaississement en profondeur de la croûte continentale sous les reliefs selon le principe de l'isostasie.
Les montagnes présentent une importante racine crustale.
Isostasie et racine crustale selon le modèle d'Airy
Les indices d'un épaississement de la croûte continentale
Généralités sur les chaînes de montagnes
Les chaînes de montagnes sont issues des mouvements convergents des plaques.
Les Alpes sont une chaîne de montagnes hautes d'Europe. Cette chaîne est actuellement en formation. Il y a 160 millions d'années, l'océan liguro-piémontais s'est ouvert entre les plaques africaine et eurasiatique et a continué à s'ouvrir jusqu'à il y a 100 millions d'années. Quand le mouvement des plaques africaine et arabique s'est inversé en remontant contre la plaque eurasiatique, l'océan s'est fermé jusqu'à la collision actuelle des plaques continentales.
Les indices tectoniques
La formation d'une chaîne de montagnes s'effectue par une compression importante des lithosphères de deux plaques continentales en collision. Cette compression aboutit à un raccourcissement et un épaississement des croûtes, cela entraîne la formation d'un relief. Ces phénomènes appliqués à des roches rigides se traduisent par des indices tectoniques physiques :
- Plis
- Failles inverses
- Chevauchements qui se forment grâce aux failles inverses, entraînant l'apparition d'un contact anormal ou discordance (un terrain plus ancien va recouvrir un terrain plus jeune)
- Nappes de charriages qui sont des chevauchements se produisant sur des dizaines voire une centaine de kilomètres
Pli synclinal et pli anticlinal
Faille inverse
Chevauchement
Les indices pétrographiques
La pétrologie est la science des roches et de leur formation.
Au cours de la collision, les roches s'empilent et témoignent de leur ancienne localisation. On retrouve ainsi dans les Alpes des ophiolites. Une série ophiolitique est un fragment de lithosphère océanique qui repose sur la croûte continentale. Cette succession de sédiments, de basaltes et de gabbros, est le résultat de l'obduction. La série ophiolitique témoigne ainsi de la fermeture de l'ancien océan.
Ophiolite
Une ophiolite est un morceau de plancher océanique remonté à la surface au cours d'un mouvement de convergence des plaques ayant mené à une collision.
Au cours de la compression des roches, les conditions de pression et de température se modifient et entraînent un métamorphisme des roches. On retrouve dans les chaînes de montagnes :
- Des gneiss formés par métamorphisme des granites. Les modifications de pression et de température ont entraîné l'apparition d'une foliation, c'est-à-dire une alternance de lits sombres et de lits clairs. Parfois, les conditions de température et de pression sont telles que les roches vont entrer en fusion partielle. Dès que la fusion commence, on ne peut plus parler de métamorphisme.
- Des migmatites formés par anatexie, c'est-à-dire la fusion partielle d'une roche métamorphique (ici le gneiss). On retrouve à l'intérieur de la roche une association de lits clairs et de lits sombres, ainsi que des lentilles de granites qui proviennent de la fusion partielle des éléments les moins réfractaires du gneiss.
- Des granites d'anatexie formés par fusion complète du gneiss.
Migmatite
La migmatite est une roche formée par anatexie à partir du gneiss.
Granite d'anatexie
Un granite d'anatexie est un granite formé à partir de la fusion partielle ou complète d'un gneiss, lui-même issu de la métamorphisation du granite.
Anatexie
L'anatexie est la fusion partielle ou totale d'une roche métamorphique.
Formation des migmatites et des granites d'anatexie à partir du granite
L'âge de la croûte continentale
La croûte continentale est plus âgée que la croûte océanique. On retrouve de la croûte continentale âgée de plus de 4 milliards d'années, alors que la croûte océanique ne dépasse pas 200 millions d'années.
On peut la dater grâce à la datation absolue, qui s'appuie sur la radiochronologie.
Chaque minéral intègre des éléments de son environnement au cours de sa cristallisation, et notamment des éléments radioactifs nommés isotopes.
Isotopes
Les isotopes sont des atomes qui n'ont de différent que leur nombre de neutrons. Ils peuvent être radioactifs et se désintégrer en perdant un neutron pour devenir un isotope fils plus stable.
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.
On utilise le couple Rubidium/Strontium pour dater les roches de la croûte continentale, et plus précisément :
- Le \ce{^{86}_{}Sr} qui est un élément stable.
- Le \ce{^{87}_{}Sr} qui est également un élément stable.
- Le \ce{^{87}_{}Rb}, isotope père radioactif, qui va se désintégrer en \ce{^{87}_{}Sr} fils stable.
Au temps 0, il y a un nombre fixe de \ce{^{86}_{}Sr}. Au fur et à mesure du temps, le \ce{^{87}_{}Rb} père radioactif va se désintégrer en \ce{^{87}_{}Sr} fils stable qui va augmenter le nombre de \ce{^{87}_{}Sr} intégrés au temps 0.
Chaque minéral va intégrer un nombre différent d'isotopes, mais le rapport \ce{^{87}_{}Sr}/\ce{^{86}_{}Sr} sera toujours le même au temps 0. Par contre, au cours du temps, les rapports \ce{^{87}_{}Sr}/\ce{^{86}_{}Sr} et \ce{^{87}_{}Rb}/\ce{^{86}_{}Sr} vont varier.
On mesure donc ces rapports dans différents minéraux d'une même roche de façon à obtenir une droite des rapports \ce{^{87}_{}Sr}/\ce{^{86}_{}Sr} sur \ce{^{87}_{}Rb}/\ce{^{86}_{}Sr} (cette droite est nommée droite isochrone). On mesure la pente de cette droite de façon à obtenir l'âge de cette dernière selon la formule :
t=\dfrac{\ln\left(a+1\right)}{\lambda}
Avec :
- a la pente de la droite
- \lambda la constante de désintégration de l'élément radioactif (ici le rubidium)
