Caractéristiques de la croûte continentale
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Objectif(s)
Comment peut-on caractériser la croûte
continentale ?
La Terre est recouverte à 70 % par les océans. Le
fond des océans est formé par la
lithosphère océanique produite par
accrétion au niveau des dorsales océaniques.
Les continents sont formés par la lithosphère continentale de nature chimique et d’origine différente.
Les continents sont formés par la lithosphère continentale de nature chimique et d’origine différente.
1. Les différentes roches de la croûte
continentale
a. Nature des roches continentales
La France est caractérisée par ses paysages
variés qui ont évolué au cours des
temps géologiques. Cette richesse est directement
liée à la variété des
roches constituant le sous-sol français.
On observe un socle granitique présent à l’affleurement en Bretagne et dans le centre de la France. Ce socle granitique est recouvert par des roches sédimentaires dans les bassins sédimentaires (Bassin parisien, Bassin Aquitain) et dans les fossés d’effondrement (Fossé Rhénan). En Auvergne, on trouve les traces d’une activité volcanique.
Doc. 1 : Carte géologique de la France.
• Le granite est une roche magmatique de type plutonique.
Il est de texture grenue (holocristalline). Il se forme en profondeur par cristallisation lente dans les plutons à partir d’un magma. Il est formé en abondance de quartz (SiO2) associés à des feldspaths plagioclases et des feldspaths potassiques ainsi que des micas (biotite noir et muscovite blanc).
• Les roches sédimentaires se forment par dépôts successifs de sédiments issus de la désagrégation des roches continentales.
Parmi ces roches on peut citer le grès (désagrégation du granite en sable), le calcaire (issus de la précipitation des carbonates dans les fonds marins), l’argile (désagrégation des roches silicatées en fines particules), la marne (mélange d’argile et de calcaire).
• Les roches magmatiques volcaniques sont de plusieurs types : (i) le basalte issu du volcanisme de type effusif (ii) les andésites issus du volcanisme de type explosif.
Il existe un troisième type de roches, les roches métamorphiques qui témoignent des contraintes subies par les roches du sous-sol. On trouve ce type de roches au niveau des chaînes de montagnes qui se sont formées par collision continentale.
On distingue une croûte superficielle formée de roches sédimentaires (épaisseur de 2 à 3 km) qui peuvent être recoupées par des roches volcaniques recouvrant le socle granitique délimité par la discontinuité de Mohorovicic à sa base. La croûte continentale repose sur le manteau supérieur. L’ensemble croûte continentale / manteau supérieur constitue la lithosphère continentale.
On observe un socle granitique présent à l’affleurement en Bretagne et dans le centre de la France. Ce socle granitique est recouvert par des roches sédimentaires dans les bassins sédimentaires (Bassin parisien, Bassin Aquitain) et dans les fossés d’effondrement (Fossé Rhénan). En Auvergne, on trouve les traces d’une activité volcanique.
Doc. 1 : Carte géologique de la France.
• Le granite est une roche magmatique de type plutonique.
Il est de texture grenue (holocristalline). Il se forme en profondeur par cristallisation lente dans les plutons à partir d’un magma. Il est formé en abondance de quartz (SiO2) associés à des feldspaths plagioclases et des feldspaths potassiques ainsi que des micas (biotite noir et muscovite blanc).
• Les roches sédimentaires se forment par dépôts successifs de sédiments issus de la désagrégation des roches continentales.
Parmi ces roches on peut citer le grès (désagrégation du granite en sable), le calcaire (issus de la précipitation des carbonates dans les fonds marins), l’argile (désagrégation des roches silicatées en fines particules), la marne (mélange d’argile et de calcaire).
• Les roches magmatiques volcaniques sont de plusieurs types : (i) le basalte issu du volcanisme de type effusif (ii) les andésites issus du volcanisme de type explosif.
Il existe un troisième type de roches, les roches métamorphiques qui témoignent des contraintes subies par les roches du sous-sol. On trouve ce type de roches au niveau des chaînes de montagnes qui se sont formées par collision continentale.
Alors que la croûte océanique est
relativement homogène (composée de
basaltes et gabbros), la croûte continentale
présente une
hétérogénéité
verticale.
On distingue une croûte superficielle formée de roches sédimentaires (épaisseur de 2 à 3 km) qui peuvent être recoupées par des roches volcaniques recouvrant le socle granitique délimité par la discontinuité de Mohorovicic à sa base. La croûte continentale repose sur le manteau supérieur. L’ensemble croûte continentale / manteau supérieur constitue la lithosphère continentale.
b. Propriétés physiques des roches
continentales
Il est possible de calculer la densité
d’une roche en suivant le protocole suivant
:
1. Peser l’échantillon de roche.
2. Placer l’échantillon dans une éprouvette graduée de 500 mL.
3. Remplir d’eau l’éprouvette jusqu’à 500 mL.
4. Récupérer l’eau dans une seconde éprouvette de 500 mL et calculer le volume occupé par l’échantillon de roche.
5. Calculer la densité (d) de la roche :
La densité de quelques roches est
donnée dans le tableau suivant :
Tableau 1 : Densité des différentes roches de la croûte terrestre.
Les roches composant la croûte continentale présentent des densités plus faibles que les roches composant majoritairement la croûte océanique (basalte compact, gabbro).
Par conséquent, la croûte continentale présente une densité moyenne plus faible (2,8) que celle de la croûte océanique. Cette différence de propriété physique joue un rôle important lors des mouvements de subduction.
1. Peser l’échantillon de roche.
2. Placer l’échantillon dans une éprouvette graduée de 500 mL.
3. Remplir d’eau l’éprouvette jusqu’à 500 mL.
4. Récupérer l’eau dans une seconde éprouvette de 500 mL et calculer le volume occupé par l’échantillon de roche.
5. Calculer la densité (d) de la roche :
Mvolumique eau = 1
Mroche = masse de l'échantillon de roche trouvé en 1.
Vroche = volume occupé par la roche, trouvé en 4.
La densité (d) trouvée n'a pas d'unité car c'est le rapport de 2 masses volumiques.
Mroche = masse de l'échantillon de roche trouvé en 1.
Vroche = volume occupé par la roche, trouvé en 4.
La densité (d) trouvée n'a pas d'unité car c'est le rapport de 2 masses volumiques.
| Nom de la roche | Densité | |
| Roches volcaniques | Andésite | 2,4 à 2,8 |
| Basalte (compact) | 2,7 à 3,2 | |
| Roches sédimentaires | Argile | 2,2 à 2,6 |
| Craie | 1,25 | |
| Grès | 1,8 à 3,2 | |
| Roches plutoniques | Granite | 2,4 à 2,8 |
| Rhyolite | 2,2 à 2,7 | |
| Gabbro | 2,9 à 3,1 |
Tableau 1 : Densité des différentes roches de la croûte terrestre.
Les roches composant la croûte continentale présentent des densités plus faibles que les roches composant majoritairement la croûte océanique (basalte compact, gabbro).
Par conséquent, la croûte continentale présente une densité moyenne plus faible (2,8) que celle de la croûte océanique. Cette différence de propriété physique joue un rôle important lors des mouvements de subduction.
2. Âge des roches de la croûte continentale
a. Détermination de l'âge des roches
continentales par radiochronologie
En 1896, Becquerel découvre la
radioactivité.
Il existe des éléments chimiques possédant des isotopes naturels radioactifs. Lors de leur désintégration, ces éléments vont émettre des rayonnements et se transformer en éléments stables, présentant une légère différence de masse.
La spectrométrie de masse va permettre d’analyser cette différence et de doser la quantité des différents isotopes présents dans un échantillon.
Les roches de type magmatique et métamorphique sont de bons candidats pour la datation par radiochronologie. Elles contiennent naturellement des isotopes radioactifs dans un système fermé lors de la cristallisation des minéraux.
Dans ce type de système, les isotopes radioactifs (dits « Père ») vont se désintégrer et donc disparaître au profit de l’élément stable (dit « Fils »).
Quel que soit le couple Père / Fils, la désintégration se fait en suivant une décroissance exponentielle en fonction du temps. Ainsi, il faut toujours le même temps pour que la quantité initiale soit diminuée de moitié. Cette durée est appelé période radioactive (T) ou demi-vie (Document 2). Par contre, elle varie d’un élément à un autre.
Prenons l’exemple du Rubidium (87Rb).
Il se désintègre en Strontium 87 (87Sr) selon une période radioactive de 50 × 109 années.
Les roches contiennent aussi du 86Sr qui est un élément stable. Sa quantité ne va donc pas varier dans un système fermé.
Au temps t = 0, correspondant à la date de cristallisation du magma, les échantillons de roches ont tous du 87Rb et du 86Sr. Par contre, il n’y a pas de 87Sr.
Au cours du temps, la quantité de 87Rb diminue au profit du 87Sr.
Afin de déterminer l’âge d’une roche, on va quantifier ces éléments dans différents minéraux constituant la roche.
On trace ensuite la courbe (87Sr / 86Sr) en fonction du rapport (87Rb / 86Sr).
Les points des minéraux d’une même roche se retrouvent alignés sur une droite de formule y = ax + b.
.
La radiochronologie permet ainsi de déterminer l’âge des roches. Associée à l’étude pétrographique, elle permet de reconstituer l’histoire géologique d’une région.
Il existe des éléments chimiques possédant des isotopes naturels radioactifs. Lors de leur désintégration, ces éléments vont émettre des rayonnements et se transformer en éléments stables, présentant une légère différence de masse.
La spectrométrie de masse va permettre d’analyser cette différence et de doser la quantité des différents isotopes présents dans un échantillon.
Les roches de type magmatique et métamorphique sont de bons candidats pour la datation par radiochronologie. Elles contiennent naturellement des isotopes radioactifs dans un système fermé lors de la cristallisation des minéraux.
Dans ce type de système, les isotopes radioactifs (dits « Père ») vont se désintégrer et donc disparaître au profit de l’élément stable (dit « Fils »).
Quel que soit le couple Père / Fils, la désintégration se fait en suivant une décroissance exponentielle en fonction du temps. Ainsi, il faut toujours le même temps pour que la quantité initiale soit diminuée de moitié. Cette durée est appelé période radioactive (T) ou demi-vie (Document 2). Par contre, elle varie d’un élément à un autre.
Document 2 : Courbe de
désintégration d’un
élément Père en un
élément Fils.
Prenons l’exemple du Rubidium (87Rb).
Il se désintègre en Strontium 87 (87Sr) selon une période radioactive de 50 × 109 années.
Les roches contiennent aussi du 86Sr qui est un élément stable. Sa quantité ne va donc pas varier dans un système fermé.
Au temps t = 0, correspondant à la date de cristallisation du magma, les échantillons de roches ont tous du 87Rb et du 86Sr. Par contre, il n’y a pas de 87Sr.
Au cours du temps, la quantité de 87Rb diminue au profit du 87Sr.
Afin de déterminer l’âge d’une roche, on va quantifier ces éléments dans différents minéraux constituant la roche.
|
87Rb (en atomes / mg) |
86Sr (en atomes / mg) |
87Sr (en atomes / mg) |
|
| Orthose | 110 × 1019 | 26,8 × 1019 | 19,9 × 1019 |
| Mica noir | 107 × 1019 | 2,1 × 1019 | 2,4 × 1019 |
| Mica blanc | 93 × 1019 | 3,1 × 1019 | 3,0 × 1019 |
Document 3 : Concentrations isotopiques des
minéraux d’un granite.
On trace ensuite la courbe (87Sr / 86Sr) en fonction du rapport (87Rb / 86Sr).
Les points des minéraux d’une même roche se retrouvent alignés sur une droite de formule y = ax + b.
La pente va permettre de déterminer
l’âge de la roche selon la formule :
.
Avec : .
.
Document 4 : Détermination de
l’âge des roches à l’aide
d’un isochrone.
La radiochronologie permet ainsi de déterminer l’âge des roches. Associée à l’étude pétrographique, elle permet de reconstituer l’histoire géologique d’une région.
b. Âge de la croûte continentale
Les roches de la croûte continentale
présentent des âges très
variés.
Les plus anciennes sont datées de - 3,8 Ga. Ce sont les gneiss (roches métamorphiques) que l’on trouve au Canada (Acasta) mais aussi au Groenland, en Australie et en Antarctique. Elles sont donc beaucoup plus anciennes que les roches de la croûte océanique qui sont au plus âgées de 180 Ma.
Les continents sont formés d’un « noyau » ancien (les boucliers) daté du précambrien représentant 77,5 % de la surface continentale émergée qui peut être recouvert de structures plus récentes (roches sédimentaires).
Ce noyau est entouré de structures plus récentes ayant subi des déformations (chaînes de montagnes) datées d’au plus de 250 Ma qui représentent 22 % de la surface continentale émergée.
Sur la surface continentale, on trouve aussi des structures géologiques récentes correspondant à des fossés d’effondrement (ou rift) le plus souvent recouverts de roches sédimentaires. Elles ne représentent que 0,5 % de la surface émergée des continents.
Les plus anciennes sont datées de - 3,8 Ga. Ce sont les gneiss (roches métamorphiques) que l’on trouve au Canada (Acasta) mais aussi au Groenland, en Australie et en Antarctique. Elles sont donc beaucoup plus anciennes que les roches de la croûte océanique qui sont au plus âgées de 180 Ma.
Les continents sont formés d’un « noyau » ancien (les boucliers) daté du précambrien représentant 77,5 % de la surface continentale émergée qui peut être recouvert de structures plus récentes (roches sédimentaires).
Ce noyau est entouré de structures plus récentes ayant subi des déformations (chaînes de montagnes) datées d’au plus de 250 Ma qui représentent 22 % de la surface continentale émergée.
Sur la surface continentale, on trouve aussi des structures géologiques récentes correspondant à des fossés d’effondrement (ou rift) le plus souvent recouverts de roches sédimentaires. Elles ne représentent que 0,5 % de la surface émergée des continents.
L'essentiel
À la surface de la Terre, on distingue la croûte
océanique de la croûte continentale :
• La croûte océanique est formée par accrétion au niveau des dorsales océaniques.
Elle est composée de roches magmatiques (i) de type volcanique, les basaltes compacts (couche superficielle) et (ii) de type plutonique, le gabbro (couche inférieure). La plus ancienne est âgée de -180 Ma. Ceci montre que la croûte océanique est constamment renouvelée dans les zones de subduction. Au fond des océans, elle est recouverte de sédiments.
• La croûte continentale présente une hétérogénéité plus importante. On trouve des roches de différents types : (i) un bouclier granitique ancien (roche magmatique plutonique) recouvert par (ii) des roches sédimentaires et/ou entrecoupé par des (iii) roches volcaniques (basaltes, andésites). À la périphérie de ce bouclier on trouve des roches témoins des déformations subies (iv) : les roches métamorphiques. Elles sont localisées dans les chaînes de montagnes récentes.
Il est possible de dater les roches magmatiques de type plutonique et certaines roches métamorphiques de la croûte continentale par radiochronologie. Le principe repose sur le fait que la quantité d’un élément radioactif P décroît dans un système fermé de façon exponentielle pour donner naissance à un élément F (dans un rapport 1 P → 1 F). En connaissant la demie-vie du couple P/F il est possible d’en déduire l’âge de la roche.
• La croûte océanique est formée par accrétion au niveau des dorsales océaniques.
Elle est composée de roches magmatiques (i) de type volcanique, les basaltes compacts (couche superficielle) et (ii) de type plutonique, le gabbro (couche inférieure). La plus ancienne est âgée de -180 Ma. Ceci montre que la croûte océanique est constamment renouvelée dans les zones de subduction. Au fond des océans, elle est recouverte de sédiments.
• La croûte continentale présente une hétérogénéité plus importante. On trouve des roches de différents types : (i) un bouclier granitique ancien (roche magmatique plutonique) recouvert par (ii) des roches sédimentaires et/ou entrecoupé par des (iii) roches volcaniques (basaltes, andésites). À la périphérie de ce bouclier on trouve des roches témoins des déformations subies (iv) : les roches métamorphiques. Elles sont localisées dans les chaînes de montagnes récentes.
Il est possible de dater les roches magmatiques de type plutonique et certaines roches métamorphiques de la croûte continentale par radiochronologie. Le principe repose sur le fait que la quantité d’un élément radioactif P décroît dans un système fermé de façon exponentielle pour donner naissance à un élément F (dans un rapport 1 P → 1 F). En connaissant la demie-vie du couple P/F il est possible d’en déduire l’âge de la roche.
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