Le ballet des continents

      Le Canadien Tuzo Wilson décrivit que les continents grandissent par une série d'étapes. Les cycles de Wilson décrivent le « ballet » des continents à la surface de la Terre au cours des temps géologiques. D'une durée de l'ordre de 400 à 600 Ma, ces cycles ont dû se reproduire de l'ordre de 8 à 12 fois sur la durée des temps géologiques. 

Problématique : Comment se déroule le ballet des continents ?

 

A – Histoire d’un océan :

        I - La naissance d’un océan :

       Tout commence sur un continent qui subit des contraintes expansives. L’étirement de la croûte continentale entraîne son amincissement puis l’apparition de failles normales, appelées failles listriques, dans une zone appelée rift continental. Les blocs ainsi formés s’effondrent, puis basculent vers l’extérieur du rift.

       Les blocs sont recouverts de sédiments :

- pré-rift : sédiments déposés avant l’ouverture du rift, d’où une couche d’épaisseur régulière.

- syn-rift : sédiments déposés au fur et à mesure du basculement des blocs, d’où un aspect en éventail.

- post-rift : sédiments plus récents, déposés après la fin du rifting qui recouvrent l'ensemble.

      Les rifts représentent le stade initial de la rupture lithosphérique. Lorsqu’elle a eu lieu, le rift devient une dorsale océanique et constitue la limite entre les deux plaques lithosphériques nouvellement formées. Les vestiges du rift continental sont alors appelés marge passive car elle n'est pas le siège d'une sismicité et d'un volcanisme importants.

Rmq : les zones de subduction sont appelées marges actives convergentes.

 

         II - L’expansion de l’océan :      

    L’expansion des fonds océaniques, appelée aussi modèle du double tapis roulant, est un modèle scientifique élaboré en 1962 par le géologue américain Harry Hess et qui explique la genèse de la croûte océanique et sa dynamique. Grâce aux données du paléomagnétisme, il montre qu’au centre de la dorsale océanique deux nouvelles lithosphères océaniques se forment et s'écartent de part et d'autre de manière symétrique.

    Au niveau du rift, la température est très élevée et la pression faible. Cette décompression adiabatique entraîne la fusion partielle de la péridotite (plagioclase), formant un magma dont la composition chimique est celle du basalte.

    Lors de sa remontée, ce magma se refroidit et s'accumule dans des chambres magmatiques où va avoir lieu une cristallisation fractionnée. Cela aboutit à la formation de croûte océanique : c'est l'accrétion océanique. Cette croûte est composée de :

- basaltes en coussins (pillow-lava) refroidis brusquement au contact de l’eau, de structure microlithique,

- complexes filoniens de basalte refroidi plus lentement dans les cheminées volcaniques,

            - gabbros grenus,

Ces roches sont de composition chimique presque identique, mais de textures différentes car leurs vitesses de refroidissement sont différentes.

 

         III - Le vieillissement de l’océan :    

1) La lithosphère s’hydrate, se refroidit et s’épaissit :

  L’eau de mer circule dans les multiples fissures de la lithosphère océanique : c’est la circulation hydrothermale (fumeurs noirs). Elle réagit avec les minéraux de la lithosphère océanique qui se transforment en s’hydratant (apparition de -OH dans leur formule).

 L’eau de la circulation hydrothermale étant très froide, elle s’échauffe tout en refroidissant la lithosphère océanique, dont la densité augmente peu à peu.

Le refroidissement a également pour conséquence un épaississement progressif, par ajout d'une semelle de manteau froid d'épaisseur croissante, visible par l'abaissement en profondeur de l'isotherme 1300°C, qui marque la base de la lithosphère océanique. Cette semelle de manteau froid jour le rôle de lest, qui augmente également la densité moyenne de la lithosphère océanique.

Rmq : La lithosphère atteint environ 100 km de profondeur aux endroits où elle est la plus âgée.

 

                    2) La lithosphère se transforme :   

Sous l’effet combiné de l’hydratation et du refroidissement, le basalte et le gabbro, composés de pyroxène et de feldspath, se transforment en métagabbros.

 Les premiers métagabbros du plancher océanique vieillissant sont des schistes verts qui renferment des chlorites (témoignant d'une importante hydratation pendant les milliers d'années d'écartement de la dorsale).

 

          IV - La mort de l’océan :   

              1) La subduction :

   Dès 30 Ma, la lithosphère devient plus dense que l'asthénosphère : sa subduction devient inexorable. L'asthénosphère est solide, bien qu'elle ait une viscosité inférieure à celle de la lithosphère. Elle exerce donc une gigantesque résistance mécanique à l'enfoncement, qui retarde souvent la subduction de plusieurs dizaines de Ma. L'âge de la lithosphère océanique n'excède cependant jamais 180 Ma. La force de traction exercée par la masse de la lithosphère en subduction constitue le moteur essentiel de la tectonique des plaques.

  La disparition de la lithosphère océanique se produit :

- soit sous une lithosphère continentale (ex. : les Andes) ; on parle de subduction océan-continent ou marge continentale active.

- soit sous une autre lithosphère océanique (ex. : Antilles, îles Mariannes, îles Bonin, îles Tonga) ; ce type de subduction océan-océan est bordée d'une guirlande d'îles portant de nombreux volcans actifs appelée arcs insulaires actifs. L'arc insulaire est séparé du continent par un bassin nommé bassin arrière-arc (ex. : mer des Caraïbes).

 

                    2) Les marqueurs de la subduction : 

    Les zones de subduction présentent des caractéristiques communes avec une activité géologique intense :

- une activité sismique remarquable (les ¾ de l'énergie sismique globale sont dissipés dans cette zone),

 - une activité magmatique importante.

   Le plongement de la lithosphère océanique froide, dense et rigide dans l'asthénosphère ductile crée de nombreux et violents séismes jusqu'à 670 km de profondeur. Au–delà, les roches se comportent de manière plastique et le glissement de la lithosphère n'engendre plus de séismes.

   Les foyers sismiques se répartissent en profondeur sur une surface inclinée, dite plan de Wadati-Benioff, qui part à l'aplomb de la fosse et s'enfonce sous un continent ou un arc insulaire avec une inclinaison variable (de 10 à 80° selon les zones).

    L'enfoncement rapide ne permet pas aux roches froides de la lithosphère océanique de se rééquilibrer thermiquement au contact de celles de l'asthénosphère chaude. La tomographie sismique confirme la plongée de la lithosphère océanique par la présence d'une langue qui s'enfonce obliquement et qui présente des vitesses sismiques plus élevées, signe de l'existence d'un matériel plus froid.

 

              3) Le métamorphisme :  

    La lithosphère océanique en subduction est un poinçon froid qui s'enfonce dans l'asthénosphère. Les métagabbros subissent une faible augmentation de température et une forte augmentation de pression qui entraînent la transformation de leurs minéraux à l’état solide en de nouveaux assemblages minéralogiques = métamorphisme HP/BT. Ces réactions minéralogiques s'accompagnent de la libération d'eau qui percole dans le manteau de la plaque chevauchante : c'est une déshydratation. Il en résulte la formation de nouvelles roches caractéristiques des zones de subduction.

  Lors du plongement de la lithosphère océanique, les schistes verts sont transformés en schistes bleus comportant du glaucophane (amphibole bleue).

  Enfin, arrivés en profondeur à une température de 650 à 700°C et à une pression de 3 à 4 GPa, les schistes bleus sont transformés en éclogite constituée de jadéite (pyroxène vert) et de grenat. Ces minéraux témoignent d'une déshydratation intense

 

                    4) Le magmatisme :      

 L'eau libérée par le métamorphisme des basaltes et des gabbros hydrate le manteau de la plaque chevauchante. Cette eau abaisse la température de fusion partielle des péridotites : entre 80 et 130 km de profondeur, une température de 1000°C suffit (même si la pression a augmenté).

    Les magmas chauds ainsi produits, composés de fledspaths plagioclases et d'amphiboles, sont fluides et moins denses et montent donc. Certains arrivent en surface où ils donnent naissance à un volcanisme explosif andésitique.  Cependant, une grande partie de ces magmas cristallise lentement en profondeur, donnant naissance à des plutons de diorite.

    Lorsque le magma évolue dans les réservoirs, il peut également donner naissance à des rhyolites en surface et du granite en profondeur (roches volcaniques plus riches en silice, contenant des quartz et feldpasths). 

 

                    5) Le prisme d’accrétion sédimentaire :    

    Lorsque la sédimentation est abondante sur la lithosphère océanique qui entre en subduction, seule une partie des sédiments qui la recouvrent plonge avec elle (ils peuvent alors modifier la composition chimique du magma andésitique). Le reste est "raboté" par le bord rigide de la plaque chevauchante et s'accumule en écailles successives sur les versants de la fosse, formant un prisme d'accrétion sédimentaire.

 

B – Histoire d’une chaîne de montagnes :       

I - La naissance d’une montagne :

1) La collision :

  Deux blocs continentaux, initialement séparés par un océan, finissent par se retrouver en contact après disparition complète de cet océan par subduction. La lithosphère continentale ne pouvant pas entrer en subduction (densité trop faible), la convergence se traduit par une collision continentale et un épaississement de la croûte. On trouve différentes cicatrices de la collision continentale.

 

2) Les traces d'une marge continentale passive :       

  Les vestiges du rift continental, à l’origine de l’océan disparu, appelés marge passive, sont visibles par un ensemble de failles normales séparant des blocs basculés recouverts de sédiments anciens en éventail et de sédiments plus récents au-dessus.

 

                    3) Les ophiolites :      

On trouve au cœur des chaînes de montagnes, des formations rocheuses à l'aspect de "peau de serpent". Ce sont les ophiolites (ophis = serpent). Elles sont constituées par la superposition de trois types de roches :

          - des basaltes en coussins (pillow-lava),

          - des gabbros (gros cristaux de pyroxènes et plagioclases),

          - des péridotites très sombres avec des veinures vertes = serpentinites.

   Toutes ces roches sont les vestiges de l'ancien plancher de l'océan dont les lambeaux ont été portés en altitude lors de la collision continentale.

 

4) Les indices tectoniques :          

Le premier indice révélateur d'un raccourcissement local de la croûte continentale suite à un mouvement de convergence/compression est la présence de reliefs élevés pouvant atteindre plusieurs milliers de mètres.       Ex. : Mont Blanc : 5000m.

Les géologues peuvent y identifier des indices tectoniques révélateurs des contraintes compressives qui se sont exercées :

plis témoignant d'une déformation souple et permettant de repérer la direction générale des contraintes

- failles inverses dues à une déformation cassante et traduisant un raccourcissement local de la croûte, 

- nappes de charriage, empilements complexes de roches très diverses, dues au glissement (jusqu'à plusieurs dizaines de km) de formations géologiques par-dessus les formations en place. 

Ils témoignent de l'édification d'un prisme par empilement de nappes se chevauchant mutuellement

 

                    5) Les transformations minéralogiques :   

    Au cours de la subduction, les roches subissent un métamorphisme à haute pression et basse température HP/BT. Un tel métamorphisme ne s'observe que dans les contextes de subduction.

Rmq : Détails de ce métamorphisme vus au I 4) c)

   Dans une collision continentale, les conditions de pression et de température se modifient également et entraînent un métamorphisme à haute température et haute pression HP/HT des roches. Les granites sont ainsi métamorphisés en gneiss (foliation avec alternance de lits sombres et clairs).

   Parfois, les conditions sont telles que les roches entrent en fusion partielle. On ne parle alors plus de métamorphisme mais d’anatexie. La migmatite (du grec migma, “mélange’’) est issue de la fusion partielle du gneiss. On retrouve à l'intérieur de la roche une association de lits clairs = quartz et feldspaths, de lits sombres =  biotite et de lentilles de granites qui proviennent de la fusion partielle du gneiss (recristallisation de la partie fondue).

   Si le gneiss fond complètement, le magma donnera par cristallisation un granite d’anatexie.

 

II - La disparition d’une montagne :                 

                    1) Des chaînes de montagnes récentes aux chaînes anciennes :

    Les montagnes récentes se sont formées il y a moins de 200 Ma. Elles ont un relief élevé et la profondeur du Moho indique une racine crustale épaisse. Les roches visibles à l'affleurement sont surtout des roches sédimentaires déposées en milieu marin.

          Ex. : Les Pyrénées et les Alpes.

    Sur tous les continents, on trouve d'anciennes chaînes de montagnes nivelées par l'érosion. La profondeur du Moho est de 25 à 30 km et correspond à une épaisseur de croûte continentale normale. Elles sont souvent recouvertes de roches sédimentaires récentes. On peut y observer à l'affleurement, grâce à l'érosion et à l'isostasie, une forte proportion de roches plutoniques et métamorphiques formées en profondeur qui informent sur la constitution des racines crustales des chaînes plus récentes.

          Ex. : Le Massif Armoricain et le Massif Central.     

 

                    2) L'altération des roches :         
                              a) L'altération physique :

L’érosion est un processus de dégradation et de transformation du relief causé par tout agent externe tel que l'eau, les variations de température et les végétaux.

  L'eau de pluie s'infiltre et circule dans les diaclases (fractures) des massifs granitiques. Sous l'action du gel et du dégel (haute altitude) la roche éclate et des pans entiers de roches se détachent laissant en place des reliefs aux arrêtes anguleuses. C'est la cryofracturation.

   Les glaciers, par pression et frottements sur les roches, les transforment en matériaux très fins : la farine glaciaire (limons, poussières).

   Les variations brutales de température en haute montagne et dans les déserts (jour/nuit) peuvent entraîner la désagrégation d'une roche composée de minéraux n'ayant pas le même coefficient de dilatation.

  Les racines des végétaux agrandissent les fissures en se développant, contribuant à la désagrégation des roches.

 

                     b) L'altération chimique :      

    A faible altitude, l'altération chimique est importante. Elle s'attaque à la structure des minéraux. Dans un granite, les micas et les feldspaths sont transformés en argiles et particules solubles selon la réaction d'hydrolyse suivante :

minéral d'origine + eau    -->     minéral nouvellement formé + solution de lessivage

Le granite perd sa cohérence et se transforme en arène granitique (sable grossier). Il y a formation d’écailles concentriques de granite altéré autour d’une boule de granite sain (altération en pelures d’oignon). L’altération aboutit à un chaos granitique.

 Dans un massif calcaire, l'eau chargée de dioxyde de carbone transforme les carbonates insolubles en hydrogénocarbonates solubles.

CaCO3 + CO2 + H2O      -->      Ca2+ + 2 HCO3-

Ainsi se forment les paysages calcaires karstiques (fissures, lapiés, gouffres).

 

                    3) Le transport des particules :     

    Les eaux en mouvement transportent les produits de l'altération et de l'érosion, soit sous forme de particules solides (graviers, sables), soit sous forme d'ions en solution. Les particules solides sont transportées plus ou moins loin de leur lieu de formation, en fonction de leur taille et de la force du courant, jusqu’en des lieux où ils sont déposés et sédimentés.

Ex. : L’analyse granulométrique permet de déterminer et d’observer les différents diamètres de grains qui constituent un granulat. Pour cela, l’analyse consiste à séparer et à classer ces grains selon leur diamètre à l’aide de tamis puis à les peser. Le refus désigne la partie des grains retenue dans un tamis. Le refus cumulé représente tous les grains bloqués jusqu’au tamis considéré (grains du tamis + grains bloqués dans les tamis sup.).

Les éléments dissous transportés dépendent de la nature des roches rencontrées.

          Ex. : Dans les régions calcaires, on trouve surtout des ions Ca2+ et HCO3-.

Le vent et les glaciers participent également au transport des sédiments.

 

                    4) La sédimentation des particules :       

   La sédimentation purement chimique est rare. Une évaporation intense en milieu salé permet la formation d'évaporites (gypse CaSO4, 2 H2O ; hyalite Na Cl).

Le plus souvent, la sédimentation est d'origine biochimique. Les êtres vivants utilisent les substances dissoutes dans l'eau (hydrogénocarbonate de calcium ou silice) pour fabriquer leur coquille ou leur squelette.

Ca2+ + 2 HCO3-        -->      CaCO3 + CO2 + H2O

    La grande majorité des matériaux détritiques prélevés sur les continents et transportés par les fleuves se déposent dans les océans en particulier au niveau de la plateforme continentale mais ils peuvent dévaler le talus en formant des courants de turbidité avant de s'accumuler à la base du talus. Le grès est une roche détritique (roche sédimentaire composée d’au moins 50 % de débris issus de l’érosion d’autres roches) issue de l’agrégation et de la cimentation (ou diagenèse) de grains de sable (quartz, feldspath et micas noirs). Ces grains de sable peuvent être issus de l’altération d’un granite.

 

                    5) Les phénomènes tectoniques :     

   L'érosion et l'isostasie ne suffisent pas pour faire disparaître complètement une chaîne de montagnes en seulement quelques dizaines de Ma. Dans les zones internes des chaînes de montagnes récentes, on observe des failles normales dont certaines sont actives sismiquement. Les données GPS indiquent une extension et un effondrement.

          Lorsque les mouvements de convergence et la poussée d'Archimède ne sont plus suffisants pour soutenir les reliefs, la croûte s'étire et s'amincit. En surface, plus froide et plus fragile, elle se casse. En profondeur, ramollie par des phénomènes thermiques, elle s'amincit sans rupture.       

 

Conclusion :        

Une plaque continentale se fracture lors de la formation d'un océan. Cette lithosphère océanique disparaît dans une zone de subduction, puis deux lithosphères continentales entrent en collision, amenant à la formation d'une chaîne de montagnes. Cette chaîne est ensuite érodée et le système revient à un état proche de la situation d'origine : un continent à faible relief.

Comme la lithosphère continentale est un bon isolant thermique à l'échelle de la Terre, ce nouveau continent piège la chaleur issue de l'intérieur de la Terre. Ceci contribue à la fracturer et à ouvrir un nouvel océan à l'emplacement de l'ancienne chaîne de montagnes. Ainsi la Terre évolue par de grands cycles successifs d'ouverture puis de fermeture des océans (cycles des super-continents ou cycles de Wilson) associés à la formation et la destruction de chaînes de montagnes.