Exemple : le volcan du point chaud de la réunion crée une surcharge locale sur la lithosphère ce qui entraîne une flexion de celle ci.
ISOSTASIE
19/03/07
L’isostasie est l’équilibrage en altitude de masses en fonction de leur répartition et de leur densité. C’est le principe d’Archimède appliqué à des solides plastiques nécessitant des temps très long. C’est cette répartition des masses qui est à l’origine d’anomalies gravimétriques locales généralement dues à des remontées du manteau. Ces anomalies sont en général des instabilités et sont l’objet de réajustements : on parle d’isostasie s’il y a soulèvement, de subsidence s’il y a enfoncement. Il y a anomalie dans les Alpes et non dans l’Himalaya.
Exemple : le volcan du point chaud de la réunion crée une surcharge locale sur la lithosphère ce qui entraîne une flexion de celle ci.
Causes possibles d’une subsidence ou d’une isostasie :
- un point chaud crée un volcan donc une surcharge de la lithosphère qui s’enfonce : il y a subsidence. Ensuite, l’érosion rabote progressivement le volcan, la lithosphère remonte, c’est l’isostasie.
- La disparition d’un plateau glaciaire : soulèvement général de l’Islande. La glace avait d’abord enfoncé l’île qui est ensuite remontée.
- Des nappes de charriage ou l’accumulation de dépôts sédimentaires peuvent provoquer une subsidence
- Il peut y avoir apport de matière par en dessous : c’est l’orogenèse.
MODELES D’INTERPRETATION.
Il y a deux types de modèles pour rendre compte de ces phénomènes : Pratt et Airy.
Modèle de Pratt.
Par principe, il n’y a pas de racine. Par contre, verticalement, les hauteurs s’ajustent en fonction des densités pour équilibrer les masses des colonnes.
Ce cas de figure se rencontre surtout quand la croûte est mince et comme le manteau lithosphérique est plus épais et plus lourd, il assure l’équilibre.
Modèle de Airy.
Pour qu’il y ait équilibre, les colonnes de la croûte s’enfoncent plus ou moins dans le manteau lithosphérique. Il y a équilibre vertical en fonction des masses liées aux hauteurs et aux densités et il y a racine
L’histoire d’une montagne est la recherche permanente de l’équilibre entre l’isostasie qui soulève les montagnes et l’érosion qui les aplani. Cet équilibre n’est atteint qu’avec la pénéplaine qui peut ensuite perdurer fort longtemps : boucliers, cratons…
Le modèle de Vening Meinesz est proche de celui de Airy avec une répartition régionale d’une surcharge plus localisée (glace, volcan).
Schéma donnant les ordres de grandeurs des différentes épaisseurs de croûte au-dessus du manteau lithosphérique.
Exemple : Si la croûte continentale a une épaisseur de 30km pour une densité de 2,7 quelle est l’épaisseur x de la racine d’une montagne de 3000m si la densité du manteau lithosphérique est de 3,2.
En équilibrant les masses verticales partant de l’altitude de la base de la racine avec et sans montagne, on trouve :
2,7*(30+3+x) = x*3.2 + 30*2.7
0.5*x = 2,7*3
x = 16.2 km.
L’altitude moyenne des Alpes est de l’ordre de 2500 m, l’épaisseur de la racine est 5,4 fois cette altitude soit de l’ordre de 13,5km.
Pour une profondeur de l’océan de 4000m, on trouve une épaisseur du plancher océanique de 12,4km si sa densité est identique à celle du continent.
Lorsqu’il y a subduction continentale, l’épaississement crustal qui en résulte entraîne par isostasie l’apparition d’une chaîne de montagnes.
Différents cas d’apparition de montagne en liaison avec l’isostasie.
Himalaya. Il y a subduction continentale de l’Inde sous l’Asie. Comme celle ci refuse de s’enfoncer, il apparaît un clivage de l’Inde sur elle-même provoquant un épaississement crustal.
Alpes.
Le clivage concerne toute la lithosphère : la croûte continentale et le manteau asthénosphérique. Que le manteau qui est plus dense soit impliqué dans le clivage explique d’une part pourquoi l’altitude des Alpes est moindre de celle de l’Himalaya et d’autre part l’anomalie gravimétrique mesurée.
Pyrénées (ou Atlas). Dans le rifting continental (pas d’ophiolites), une des deux lèvres s’enfonce sous l’autre. Il y a une certaine similitude avec le schéma des Alpes et les altitudes sont comparables.
Andes. L’altitude va jusqu’à 6000m mais une part importante de l’altitude de la chaîne occidentale est due aux volcans et il vaut mieux prendre en compte l’altitude de 3500m de l’altiplano. La chaîne orientale est intracontinentale. Il y a deux poussées qui écrasent cette zone : la subduction coté Pacifique et l’élargissement de l’océan coté Atlantique.
Coté Pacifique, on est en présence d’une subduction d’un vieux plancher océanique lourd qui s’enfonce et est à l’origine d’un volcanisme qui est à l’origine de la chaîne occidentale, il y a d’ailleurs très peu de failles inverses dans ces zones.
La subduction du plancher océanique sous l’Amérique du sud érode la croûte continentale par en dessous. Des copeaux de celle ci sont entraînés et soit ils glissent vers l’E sous la croûte continentale soit ils s’enfoncent avec le plancher et remontent ensuite par le phénomène d’exhumation plus à l’E. Il en résulte un épaississement crustal sous la chaîne orientale qui entraîne des failles normales.
DESTRUCTION des MONTAGNES.
Des études portant sur que le volume des débris d’érosion montrent que la seule érosion n’est pas capable d’expliquer la disparition des montagnes. D’autre part, les vitesses d’érosion que l’on peut mesurer sont telles que des centaines de millions d’années sont nécessaires pour retrouver la pénéplaine (il faut éroder la montagne et sa racine soit environ 30km de croûte continentale) alors que quelques dizaines de millions d’années suffisent.
Un autre phénomène agit. Il a été mis en évidence par différents géologues qui ont constaté des failles normales dans les massifs montagneux que l’on ne parvenait pas à expliquer. Certaines sont très importantes, peu inclinées et elles mettent en contact des roches jeunes avec des roches métamorphisées qui impliquent de grands déplacements comme dans le « Basin and Range » aux USA.
Deux phénomènes tectoniques se relaient pour araser les montagnes.
- Le premier est actif dès que la montagne commence dés la subduction, la croûte continentale ou les sédiments accumulés sur le plancher océanique s’enfoncent difficilement et se séparent du manteau. Ces écailles, plus légères, remontent à la surface comme des ludions et forme des reliefs importants en faisant apparaître des failles normales dans un contexte compressif. Ce phénomène qui fait remonter des roches très métamorphisées comme à Dora Maira est appelé exhumation, les vitesses de remontée peuvent être importantes et atteindre plusieurs cm par an. Ce phénomène s’arrête dés que la subduction implique l’intérieur du continent, peut être suite au blocage de la subduction qui en résulte.
Le second phénomène est plus tardif et intervient quand la chaîne de montagne est formée et la racine importante, il est d’autant plus marqué que la chaîne de montagnes est importante. La croûte fortement épaissie est soumise à la gravité qui est importante du fait de la taille de la montagne, force qui est équilibrée par la poussée d’Archimède. Les couches inférieures de la croûte s’échauffent fortement car elles sont profondément enfoncées et la montagne qui les couvre gêne leur refroidissement. Elles deviennent plus plastiques et comme elles sont soumises à une forte compression verticale, elles s’étirent latérale en une sorte de fluage. Cet étirement vers l’extérieur qui entraîne une distension de la croûte peut concerner des surfaces très importantes et il s ‘avère être le moyen le plus efficace et le plus rapide pour ramener la croûte à une moindre épaisseur : on parle d’extension tardi orogénique.
Alpes: Il y a eu plusieurs phases. La région de Belledonne, des Ecrins sont encore dans la phase de réajustement isostatique alors que d’autres s’effondrent comme le Queyras et la vallée de la Durance. Les séismes du Briançonnais et du Queyras sont manifestement distensifs, ceux de Belledonne sont d’origine compressive.
La distension prend place à l’oligocène entre deux phases de plissement, dans cette phase les produits de l’érosion donnent les molasses du miocène. Dans un premier temps, on est en présence d’une subduction océanique. Dans un deuxième temps, les sédiments accumulés s’enfoncent, ils sont entraînés en profondeur par la subduction et se transforment en schistes lustrés. Lorsque la subduction se bloque, une partie des schistes lustrés remontent (exhumation) et provoquent en surface des nappes de charriage. Certaines roches métamorphisées viennent de grande profondeur 80 100km et réapparaissent dans les massifs du Mont Rose, du Grand Paradis ou de Dora Maira. Lors de cette remontée, apparition de failles normales. Après les phases de compression, phase d’extension tardi orogénique.
Des observations faites dans le Massif Central pour la chaîne hercynienne ou en Norvège pour la chaîne Calédonienne témoignent des mêmes phénomènes.
MODELES.
Il existe 3 modèles de cet étirement continental.
1 – modèle de rift symétrique classique avec une remontée asthénosphérique.
2 – modèle de rifting asymétrique Vernicke. Cet étirement présente un front raide d’un coté et des blocs basculés de l’autre. Ce modèle tient compte de l’héritage tectonique du passé de la zone. Ce schéma est celui de l’orogenèse alpine qui a pris place sur l’ancienne chaîne hercynienne en remobilisant les failles normales et les chevauchements. Du fait des angles, il n’est pas possible de remobiliser en inverse une faille normale mais il est possible de remobiliser en faille normale une ancienne faille inverse.
Un exemple marquant d’application de ce modèle est la théorie de Wegener selon laquelle les contours des continents s’emboîtent ce qui est une des preuves de l’existence de la tectonique des plaques. Ceci est encore plus vrai quand on prend le contour des continents à la cote –2000m ce qui correspond au talus continental. Mais ceci ne marche quand on ferme la mer Rouge et le golfe d’Aden : le territoire des Afars et le Yémen viennent en superposition: c’est la preuve que l’ouverture de ce rift s’est faite selon le modèle de Vernicke et non selon un rifting symétrique.
3 – Combinaison d’une faille normale et de failles de décompensation et de Reidell.
Ce type de distension affecte les croûtes épaissies, l’étirement se produit quand l’épaississement s’est arrêté.