La croûte continentale

Formation de la croûte continentale. La croûte continentale andésitique actuelle repré-

sente 42 % de la surface terrestre (Cogley, 1984) pour un volume de (27,8± 7,0) × 109km3

(Artemieva, 2006). Aujourd’hui, elle est fabriquée majoritairement au niveau des zones de subduction (marginalement au niveau de collisions) (Drummond & Defant, 1990; Kay & Mahlburg-Kay, 1991). Une telle croute continentale n’est pas modélisable dans les modèles numériques de convection utilisés dans cette thèse (Figure 1.4). Il est néan- moins judicieux d’en connaitre les caractéristiques principales afin d’être conscient des limites auxquelles nous faisons face.

Dans la croûte océanique, les gabbros mis en place (contenant des plagioclases et py- roxène en majorité) subissent une hydratation (Hirose & Kushiro, 1993) qui augmente

FIGURE 1.3 – Figure illustrant les stratifications de la lithosphère obte-

nue grâce aux changements de direction de l’anisotropie dans le man- teau. Trois couches d’anisotropie sont présentes : deux dans la litho- sphère (couches 1 et 2) et une dans l’asthénosphère. La couche 1 cor- respond à la lithosphère archéenne isolée chimiquement, la couche 2 est la lithosphère thermique, séparée de l’asthénosphère par la LAB (lithosphere-asthenosphere boundary), qui est à une profondeur relative- ment constante sous la partie stable du continent, mais devient rapide- ment moins profonde entre la partie tectonique du continent (dans l’ouest des États-Unis) et les océans. La limite entre les couches 1 et 2 est sismi- quement nette. La profondeur de la couche 3 c’est à dire de la zone de l’anisotropie actuelle n’est pas contrainte (Yuan & Romanowicz, 2010).

FIGURE1.4 – Schéma synthétisant la composition, les mécanismes de dé- formation et les processus affectant la rhéologie de la plaque plongeante

avec l’éloignement à la dorsale et le rapprochement de la zone de subduction. Les gab- bros subissent un métamorphisme hydrothermal en métagabbro à hornblende (plagio- clases + pyroxène + eau = amphibole) puis en schistes verts, c’est à dire en métagabbro à chlorite et actinote (amphibole + plagioclase + eau = actinote et chlorite). Lorsque la plaque océanique plonge dans le manteau, vers 20 km de profondeur (Drummond & Defant, 1990), la température et la pression permettent une déshydratation partielle des schistes verts en schistes bleus (métagabbro à glaucophane) puis à 80 km une déshy- dratation des schistes bleus qui donne des éclogites à grenats et jadéites (Figure 1.4) qui entraîne une augmentation de densité et une inversion de densité entre la croûte et le manteau (Kay & Mahlburg-Kay, 1991). L’eau libérée par cette déshydratation migre dans le coin du manteau de la lithosphère mantellique sous-continentale (Figure 1.4). La croûte océanique avec 20 % à 80 % des sédiments accrétés (Huene & Scholl, 1991) ainsi que le manteau hydraté dense s’enfoncent donc le long de la plaque subductée jusqu’à 80 km environ où le géotherme recoupe le solidus des péridotites hydratées. La subduction de ces sédiments contrôle la croissance crustale (Andersen et al., 1991; Plank & Langmuir, 1998) et la fusion partielle de 10 % à 15 % des péridotites mantel- liques du coin de manteau qui va engendrer un magma hydraté (Kay & Mahlburg-Kay, 1991).

L’épaisseur de la croute continentale varie énormément (de 15 km à 90 km) en raison de l’accroissement possible de la racine crustale par sous-placage des magmas (Rudnick & Gao, 2003).

Actuellement, on observe une très faible croissance crustale (Andersen et al., 1991). Selon les études, entre 35 % à 80 % de la croûte continentale actuelle s’est formée à l’Ar- chéen avant 1,8 Ga (Rudnick & Fountain, 1995; Artemieva, 2006). Cette époque est as- sez mal connue. La lithosphère des cratons archéens a une épaisseur estimée de 200 km à 350 km. Plus les cratons sont larges, plus la lithosphère est épaisse (Artemieva & Moo- ney, 2002).

La composition crustale des cratons archéens (TTG (tonalite - trondhjémite - granodio- rite) et granites riches en potassium, De Wit et al. 1992; López et al. 2005) est différente

FIGURE1.5 – Modèle de subduction chaude proposé pour la mise en place

des TTG (tonalite - trondhjémite - granodiorite) pendant a. le début de l’Archéen, b. la fin de l’Archéen et c. la mise en place actuelle. Ce schéma très simplifié indique que pendant l’Archéen, la plaque plongeante pou-

vait fondre (Martin & Moyen, 2002).

de la composition andésitique actuelle (Taylor & McLennan, 1985; Smithies et al., 2003). La mise en place de cette croûte continentale à l’Archéen est donc différente de la mise en place actuelle (Martin & Moyen 2002 ; Figure 1.5) Comme cette thèse ne traite que de la tectonique actuelle, seule la formation de la croûte actuelle sera détaillée.

Destruction de la croûte continentale. La croûte continentale est détruite par l’alté-

ration de surface (climats, eau), par l’érosion subcrustale abrasive des plaques plon- geantes (Huene & Scholl, 1991) et par délamination (détachement du manteau litho- sphérique, Bird 1978) à la base de la croûte lors de collisions (Kay & Mahlburg-Kay, 1991; Rudnick & Fountain, 1995). Cette érosion tectonique se produit au niveau des zones de subduction lorsque la convergence est importante.

Le matériel crustal qui retourne dans le manteau est estimé entre 1,3 km3/anet 1,8 km3/an

(Huene & Scholl, 1991) alors que la production est estimée à 1,65 km3/an (Reymer &

Schubert, 1987). La moitié de ce matériel retournant dans le manteau est associé à l’éro- sion mécanique des zones de subduction. Par exemple au large du Japon, la fosse s’est avancée vers le continent de 60 km depuis 25 ans. Une autre érosion est associée à ces zones de subduction : les mouvements mantelliques sous-crustaux permettent des échanges thermiques et de matières qui entraînent une érosion thermique qui produit des différences d’épaisseur de croûte (Artemieva & Mooney, 2002).

continentaux se retrouvent soit sur le plateau continental soit sur les fonds océaniques ou sur le prisme d’accrétion (Huene & Scholl, 1991). En fonction de leur proximité avec les fosses océaniques, les sédiments sont soit subductés, dès lors ils libèrent les fluides qu’ils renferment, soit pris dans le prisme d’accrétion (Huene & Scholl, 1991). Lorsque

les sédiments sont subductés (0,7 km3/an _{pour Huene & Scholl 1991 ou 0,73 km}3/an

pour Plank & Langmuir 1998), ils contribuent donc au magmatisme d’arc (White & Du-

pré, 1986) qui est alors enrichi en isotopes cosmogéniques comme le10Be par exemple

(Plank & Langmuir, 1998). Quant aux sédiments qui sont sur le plateau continental, ils peuvent être métamorphisés dans les zones de collision.

Il est important de garder à l’esprit qu’une telle érosion de surface n’est pas modéli- sable dans le modèles de convection utilisés dans cette thèse.