La lithosphère continentale

Leçon de contre-option de l’Agrégation

Correction proposée par Mathieu Rodriguez (Agrégé préparateur Ens)

rodriguez@geologie.ens.fr

Introduction :

Il existe plusieurs façons d’appréhender la définition de la lithosphère, selon le point de vue considéré.

De façon générale, la lithosphère est la couche la plus superficielle de la Terre solide, impliquée dans la

tectonique des plaques. De façon plus spécifique :

-La lithosphère thermique : la base de la lithosphère est une couche limite qui correspond à la transition

entre un régime de transport de chaleur par advection/convection et un régime de transport de chaleur

par conduction.

-La lithosphère sismologique : la base de la lithosphère correspond à une zone de faible vitesse des

ondes sismiques (la Low Velocity Zone, LVZ, vers 120 km de profondeur). Cette atténuation dénoterait

la présence de fluides ou de fusion partielle.

-La lithosphère chimique : elle est composée de la croûte et des péridotites du manteau lithosphérique.

-La lithosphère sismogénique : dans le cas de la lithosphère océanique, la lithosphère correspond à la

zone dans laquelle se déclenchent les séismes.

-La lithosphère élastique : c’est la zone où les contraintes déviatoriques peuvent être « tectoniquement»

significatives (de quelques MPa à 1 GPa), et où leur relaxation est relativement lente (1-10 Ma).

Comportement visco-élastique. Une plaque lithosphérique est considérée rigide au premier ordre/

essentiel de la déformation concentré au niveau des limites de plaques.

-Problématique : Apports de la connaissance de la lithosphère continentale à la théorie de la tectonique

des plaques. Comportement mécanique : comment la lithosphère continentale se déforme sous l’effet de

la tectonique des plaques ?

1. Topographie des continents

-Cartes modernes établies par altimétrie satellitaire

Carte topographique de la Terre

-Chaîne de montagnes/ altitude jusqu’à ~8000m.

Plateaux continentaux (Andin, Tibétain) : topographie de l’ordre de 4000-5000m, régions

planes au sein d’une chaîne de montagne.

Localisations des principaux plateaux continentaux et profils topographiques associés.

-morphologie des chaînes/ degré de courbure. Origines de la courbure de certaines chaînes ?

-Topographie au niveau des cratons ; quelques centaines de mètres en dépit de leur âge.

Comment la topographie s’est maintenue en dépit de l’érosion ?

-Epaules de rift/ dépressions. Point topographique le plus bas sur les continents : le bassin de la

Mer Morte (-480m env.), lié à la subsidence extrême dans les bassins pull-apart. Epaules du

pull-apart de l’ordre du millier de mètres.

-Volcanisme intraplaque/ Bombement topographique en lien avec le panache sous-jacent (ex.

Afar).

-Plaines

2. Pétrographie de la lithosphère continentale

-Péridotite du manteau supérieur (présenter une péridotite en xénolithe d’une lave de la chaîne

des Puys par ex.)

-Les granitoïdes : nature, diversité (classification de Streickeisen, échantillons clefs). Les

granites sont des roches plutoniques riches en quartz, qui comportent plus de feldspath alcalin

que de plagioclase. La croûte continentale est composée de granitoïdes, c'est-à-dire de roches

plutoniques avec plus de 20% de quartz, indépendamment de la nature du ou des feldspaths

qu'on y trouve.

Présenter aussi un Gneiss, para- ou ortho-dérivé (i.e. soit dérivant d’une roche sédimentaire, soit

d’un granite, suite au métamorphisme)/ implications : le métamorphisme des roches

sédimentaires peut être à l’origine de croûte continentale, mais ce n’est pas le phénomène

majeur.

Échantillon macroscropique de granite de type PAG (Alcalin) : Quartz, Biotite, Amphibole

(http://planet-terre.ens-lyon.fr/article/granite-granitoide.xml)

Echantillon macroscopique d’un Gneiss/ Notez la foliation

Classification de Streickeisen

Diversité des granites, reliée au contexte géodynamique de leur formation

-Diversité des granites selon le contexte géodynamique (classification de Barbarin…mais ne

pas s’étendre en détail, ce n’est pas la leçon ‘les granitoïdes’)

-les TTG- Tonalite-Trondhjemite-Granodiorite. Les ¾ des roches archéennes. Présenter au

moins un échantillon.

Echantillon de Tonalite : Roche plutonique Archéenne avec >20% Quartz, des plagioclases,

et des feldspath alcalins, quelques minéraux mafiques (hornblende, pyroxene, biotite)

-diversité des roches sédimentaires (biogènes, détritiques, carbonatées, matière organique,

évaporites)

-densité de la croûte– 2.7

-ressources minérales/métallifères

3. Ages des domaines continentaux

-Méthodes de datation radiochronologiques. Utilisation des couples isotopiques à longue demi-

vie (ex. U/Pb ; Sm/Nd…)/ Ne pas détailler les principes de datation ; expliquer seulement le

principe général (désintégration des éléments radioactifs est fonction du temps) et le choix des

couples d’isotopes à longue demi-vie.

Carte globale de l’âge de la croûte continentale/ lien avec les grands épisodes orogéniques

(http://www.lithosphere.info/TC1-2006.html)

-Plus vieilles roches continentales autour de 3.9 Ga (Craton Canadien(gneiss d’Acasta) et

Groënland, gneiss d’Isua); existence de Zircon de 4.4 Ga (Jack Hills, Australie) indiquant

l’existence de croûte continentale dès l’Hadéen.

-Cratons précambriens, distribution

Distribution des cratons archéens (François et al., 2012)

-Granites phanérozoïques, dans les contextes d’Arc (ex. granites Crétacé sup-Eocène du

Gangdese en Himalaya)

Evolution temporelle de l’abondance de quelques lithologies constituant la croûte

continentale. Passé 2.5 Ga environ, arrêt de la production de TTG, et favorisation de la

production d’andésites. => Changement des processus géodynamiques ?

4. Propriétés physiques et rhéologie

-Flux de chaleur/ variabilité/ panaches. Valeur moyenne 60-80 mw/m² pour les continents; plus

élevé au niveau des chaînes de montagne (car croûte épaissie, d’avantage d’éléments

radioactifs), plus élevé au niveau des zones de rifting (croûte amincie) et de points chauds

(définis comme une anomalie du grad géothermique) ; flux plus faible au niveau des cratons du

fait de leur âge.

Carte du flux de chaleur global

-La lithosphère continentale vue par les ondes sismiques / Conrad/ Moho/ LVZ (sur PREM)

Epaisseur de la croûte jusqu’à 80 km dans les chaînes de montagne ; 30 km sinon

-Isostasie. Champ gravimétrique. Modèle d’Airy, et notion de racine crustale (du manteau dense

(3.3) est localement remplacé par de la croûte lithosphérique moins dense (2.9)). Mouvements

verticaux de la lithosphère. Erosion de 100 m de topographie compensée par 80 m de

soulèvement isostatique. 80% de la topographie résulte donc des interactions tectonique/climat.

Anomalie de Bouguer négative au niveau des Alpes. Relief compensé en profondeur par un

déficit de masse. Notion de Racine crustale.

-Isostasie et Origine des plateaux au sein des montagnes/ délamination vs érosion convective –

remplacement de manteau lithosphérique dense par du manteau asthénosphérique moins dense.

-Comportement mécanique de la lithosphère continentale- déformation cassante, déformation

ductile.

Déformation cassante :failles/ stries.

Déformation ductile (gneiss)/ pas de faille, la roche reste continue

-Contrainte différentielle en fonction de la profondeur ; expérience de presse triaxiale (rappel

de ce qu’est une contrainte, de ce qu’est la déformation) ; loi de Byerlee, loi de Fluage.

-Enveloppes rhéologiques, variabilité selon la présence de fluide, l’âge de la lithosphère.

Enveloppe rhéologique type de la lithosphère continentale (Stress difference = σ 1 – σ 3)

Enveloppe rhéologique de la lithosphère continentale en présence de fluide (wet) et en

absence de fluide (dry). Les fluides abaissent la résistance.

Enveloppe rhéologique de la lithosphère continentale selon son âge. Plus la lithosphère est

vieille (et froide), plus elle est résistante.

-La lithosphère a un comportement élasto-plastique assimilable à un solide de Burgers

-Elasticité, plusieurs noyaux élastiques au sein de la lithosphère : La lithosphère répond aux

chargements verticaux à long terme par la flexure. L’amplitude et la longueur d’onde de cette

déformation dépend de l’épaisseur élastique équivalente. Cette grandeur n’a pas de réalité

physique mais correspond à l’épaisseur d’une plaque élastique présentant la même courbure

pour le même chargement.

Chaque enveloppe est responsable d’une partie de la flexure, selon le degré de couplage

mécanique entre les enveloppes. La flexure observée en surface intègre la flexure de l’ensemble

des couches composant la lithosphère. Le découplage des portions résistantes empêche le

transfert vertical des contraintes flexurales. Ainsi, le niveau de contrainte flexurale est réduit

par rapport à une plaque unique, et chaque noyau élastique participe indépendamment au

support de la charge.

Comportement flexural (Vening-Meinesz). Bassins flexuraux, déformations à grande longueur

d’onde de la lithosphère (seuils, certains bassins épicontinentaux, etc…)

Exemple de bassin flexural ; le bassin du Pô en Italie (flexure associée aux Alpes)

Origine de la flexure en surface/ intègre la flexure de l’ensemble des enveloppes rhéologiques,

selon leur degré de couplage mécanique. Evolution de la longueur d’onde de la flexure des

différentes enveloppes et de la lithosphère selon l’âge de la lithosphère : plus la lithosphère

est âgée, plus la longueur d’onde de la flexure augmente.

-Les modèles d’enveloppes rhéologiques dominants, une affaire de cuisine :

-Jelly sandwich : une croûte inférieure faible coincée entre une croûte sup. cassante et un manteau

ductile (déshydraté) résistant. La croûte inférieure est très faible et découple en grande partie le manteau

de la croûte sup. La résistance est donc répartie entre la croûte, et essentiellement le manteau. Ce modèle

prédit des reliefs stables à l’échelle de la dizaine de Ma.

Modèle adapté aux cratons, aux chaînes de montagne, au rifts matures

-Crème brulée : croûte supérieure résistante et manteau faible (hydraté). Rôle des fluides! Reliefs

instables (persistance de qq Ma seulement) => modèle plus adapté aux rifts jeunes.

5. Modes de déformation de la lithosphère continentale

Carte du taux du second invariant de la déformation, montrant la distribution des frontières

de plaques localisées et des frontières diffuses

-localisée versus diffuse : zones de prisme (type andin ou orogénique, cf Himalaya, Alpes),

extrusion latérale (Asie), wide-rift (basin and range). Dynamique du système : une zone de

déformation diffuse peut ensuite devenir localisée ; ex. transition d’une zone de rift étendue à

une zone localisée avec l’évolution structurale du système…les contraintes ont tendance à se

localiser.

- Distribution verticale de la sismicité/ mais ne reflète pas le comportement long terme de la

lithosphère.

Distribution en profondeur de la sismicité au niveau de la faille de San Andreas/ La sismicité

est localisée dans les 15-20 premiers km, ce qui est en accord avec le comportement cassant.

Gap entre 15 et 30 km correspondrait à un comportement ductile (même s’il peut y avoir de la

micro sismicité et de la fracturation dans le domaine ductile, dépend du flux de chaleur

principalement)

Distribution en profondeur de la sismicité au niveau des Alpes ; Sismicité au niveau du

chevauchement Pennique. 3 niveaux de sismicité : à la base des sédiments ; à 20 km au niveau

de la transition cassant-ductile ; au niveau du Moho.

-Rôle des niveaux de décollement ; et du couplage mécanique entre enveloppes rhéologiques

dans les processus de déformation. Friction au niveau de décollement est un facteur de contrôle

important dans l’évolution structurale des prismes.

Ex. pour l’extension, exhumation sur les détachements

Ex. niveau de décollements et prisme orogénique

-Lower crustal flow ou pas ?

-Modes d’exhumation

-Subduction continentale, mais lithosphère pas entraînée dans les profondeurs du Manteau

-La profondeur du niveau de découplage entre croûte supérieure et inférieure contrôle le pourcentage

de raccourcissement au sein de la croûte terrestre. Les chaînes de montagne impliquant des

découplages profonds dans la croûte moyenne et inférieure (~20 km) ont un pourcentage de

raccourcissement compris entre 20 et 45% (e. g. les Alpes). À l’inverse, les chaînes avec des niveaux

de découplage plus superficiels (inférieurs à 10 km) sont caractérisées par desvaleurs plus

importantes du pourcentage de raccourcissement, comprises entre 45 et 70% (e. g.

l’Himalaya/Zagros). Il existe une corrélation positive grossière entre la résistance de la lithosphère

et le pourcentage de raccourcissement de la chaîne. Mais en prenant en compte l’âge de la

lithosphère, une relation bimodale apparaît clairement : les lithosphères plus jeunes qu’un milliard

d’années enregistrent des pourcentages de raccourcissements faibles de 30±10% (Alpes), tandis que

les lithosphères plus anciennes, ou cratoniques, sont associées à des pourcentages de

raccourcissements forts de 60±10%(collisions Inde/Eurasie, Arabie/Eurasie, les plaques Arabie et

Inde étant des cratons).Ainsi, plus la lithosphère qui subit la collision est ancienne et résistante, plus

le raccourcissement au sein de la chaîne est important. Cette relation suggère un contrôle dominant

de la déformation par les propriétés du manteau lithosphérique, qui elles-mêmes dépendent de son

âge.

6. Origine de la lithosphère continentale et cycle de vie

-Formation dans les contextes d’arc après 2.5 Ga/ La Terre s'étant refroidie, le gradient

géothermique a diminué de telle manière que la croûte océanique en subduction (flèche bleue)

se déshydrate (courbe verte) avant d'atteindre son solidus (courbe rouge) (exception de

subduction de dorsale jeune, ex. Chili) => magmatisme de subduction (magmatisme calco-

alcalin)/ volcanisme andésitique. Formation de plutons/ CF/ évolution jusqu’au granites. Ex.

Batholites andin, batholites de Gangdese en Himalaya.

Mode de formation de la lithosphère continentale depuis le Protérozoïque

-Formation à l’archéen, avant 2.5 Ga/ formation des TTG/ La Terre était plus chaude, le gradient

géothermique (flèche en bleue) était plus élevé qu'actuellement. La croûte océanique en

subduction atteignait sa température de fusion (courbe de fusion ou solidus d'un basalte hydraté,

en rouge) avant de s'être déshydratée (courbe de déshydratation de la croûte océanique en vert).

Elle pouvait donc fondre donnant alors naissance à la croûte continentale primitive.

Mode de formation de la lithosphère continentale à l’Archéen

-Les cycles de Wilson

-Erosion/ transfert de matière vers les océans

-comment forme-t-on un craton ? Comment la lithosphère devient rigide et indéformable ? Les

cratons révèlent la présence de zone de sutures complexes, montrant l’existence de subduction

et d’orogènes passés. Certains cratons résultent de l’agglomération de différents blocs (ex.

craton Arabe, ou Hercynien en France). A l’issu de ces processus tectoniques, la lithosphère est

devenu si rigide et résistante qu’elle ne se déforme quasiment plus (microsismicité peut

demeurer, ex. massif armoricain en France).

Cycle de Wilson

Conclusions :

-Tableau bilan avec enveloppes rhéologiques, nature des roches, niveau de décollement…d’une

lithosphère continentale type. Indiquer dans une colonne à part les facteurs physiques permettant

de faire varier le comportement mécanique de la lithosphère sur l’ensemble du globe.

-Comparaison avec la lithosphère océanique…