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III • L’équilibre isostatique et les mouvements verticaux de la lithosphère
– L’addition de nouvelles roches crustales à la base de la croûte. Les
magmas produits par la fusion partielle des péridotites (en conditions
anhydre ou hydratée) ont tendance à monter facilement à travers le
manteau plus dense qu’eux, puis à stagner à la base de la croûte, où ils
cristallisent sous forme de gabbro, dans des conditions de température et
de pression élevées. C’est le «sous-placage magmatique» déjà évoqué
(fig. 3.5 C). Par leur nature et leurs propriétés physiques, les roches
formées de cette façon appartiennent à la croûte, qui s’épaissit ainsi
progressivement par la base. Remarquons toutefois qu’une autre partie du
magma s’injecte dans la croûte et peut parvenir en surface en donnant
naissance aux volcans, qui eux aussi contribuent à son épaississement.
Les principaux processus d’épaississement crustal (plissement, chevauchement, magmatisme dû à la fusion partielle des péridotites), on le voit,
sont particulièrement actifs aux frontières de plaques convergentes. Les
reliefs correspondant vont donc suivre ces frontières en formant des
chaînes de montagnes allongées comme elles: par exemple, la Cordillère
des Andes s’étend parallèlement à la zone de subduction de l’océan Pacifique sous l’Amérique du Sud (chap. V, § 5.2), tandis que la chaîne himalayenne coïncide avec la zone de collision entre l’Inde et l’Eurasie.
Quelle que soit la cause de leur formation, les reliefs aussitôt formés
sont la proie de l’érosion qui les détruit au rythme de quelques centimètres
ou quelques millimètres par siècle. La croûte s’amincit ainsi par ablation
superficielle. Mais attention: l’érosion d’une tranche de terrain épaisse de
1 km, par exemple, n’abaisse pas d’autant le relief. Toujours d’après le
principe d’isostasie, cette tranche de terrain de densité 2,8 est nécessairement remplacée en profondeur par une tranche de terrain mantellique
(d = 3,3) de masse équivalente, c’est-à-dire d’épaisseur 2,8/3,3 = 0,85 km.
Une grande partie du relief détruit est donc reconstituée par un soulèvement régional (l’altitude, dans l’exemple précédent, n’a diminué que de
150 m) et par la migration du Moho vers le haut, un peu comme un navire
dont la ligne de flottaison s’élève à mesure qu’on le décharge. En fait,
l’altitude zéro n’est atteinte que lorsque la croûte continentale a retrouvé
son épaisseur de 30 km. Si par conséquent la croûte a été épaissie de
20 km, l’érosion superficielle et les autres mécanismes de l’amincissement
crustal (l’effondrement sur elle-même de la chaîne; cf. chap. V § 5.4)
doivent provoquer la destruction d’une épaisseur crustale de 20 km avant
que disparaissent les reliefs. Or cette destruction concerne la croûte supérieure, la seule qui soit soumise à l’érosion superficielle et aux effondrements gravitaires. Ainsi peut-on comprendre pourquoi les anciennes
III • L’équilibre isostatique et les mouvements verticaux de la lithosphère
– L’addition de nouvelles roches crustales à la base de la croûte. Les
magmas produits par la fusion partielle des péridotites (en conditions
anhydre ou hydratée) ont tendance à monter facilement à travers le
manteau plus dense qu’eux, puis à stagner à la base de la croûte, où ils
cristallisent sous forme de gabbro, dans des conditions de température et
de pression élevées. C’est le «sous-placage magmatique» déjà évoqué
(fig. 3.5 C). Par leur nature et leurs propriétés physiques, les roches
formées de cette façon appartiennent à la croûte, qui s’épaissit ainsi
progressivement par la base. Remarquons toutefois qu’une autre partie du
magma s’injecte dans la croûte et peut parvenir en surface en donnant
naissance aux volcans, qui eux aussi contribuent à son épaississement.
Les principaux processus d’épaississement crustal (plissement, chevauchement, magmatisme dû à la fusion partielle des péridotites), on le voit,
sont particulièrement actifs aux frontières de plaques convergentes. Les
reliefs correspondant vont donc suivre ces frontières en formant des
chaînes de montagnes allongées comme elles: par exemple, la Cordillère
des Andes s’étend parallèlement à la zone de subduction de l’océan Pacifique sous l’Amérique du Sud (chap. V, § 5.2), tandis que la chaîne himalayenne coïncide avec la zone de collision entre l’Inde et l’Eurasie.
Quelle que soit la cause de leur formation, les reliefs aussitôt formés
sont la proie de l’érosion qui les détruit au rythme de quelques centimètres
ou quelques millimètres par siècle. La croûte s’amincit ainsi par ablation
superficielle. Mais attention: l’érosion d’une tranche de terrain épaisse de
1 km, par exemple, n’abaisse pas d’autant le relief. Toujours d’après le
principe d’isostasie, cette tranche de terrain de densité 2,8 est nécessairement remplacée en profondeur par une tranche de terrain mantellique
(d = 3,3) de masse équivalente, c’est-à-dire d’épaisseur 2,8/3,3 = 0,85 km.
Une grande partie du relief détruit est donc reconstituée par un soulèvement régional (l’altitude, dans l’exemple précédent, n’a diminué que de
150 m) et par la migration du Moho vers le haut, un peu comme un navire
dont la ligne de flottaison s’élève à mesure qu’on le décharge. En fait,
l’altitude zéro n’est atteinte que lorsque la croûte continentale a retrouvé
son épaisseur de 30 km. Si par conséquent la croûte a été épaissie de
20 km, l’érosion superficielle et les autres mécanismes de l’amincissement
crustal (l’effondrement sur elle-même de la chaîne; cf. chap. V § 5.4)
doivent provoquer la destruction d’une épaisseur crustale de 20 km avant
que disparaissent les reliefs. Or cette destruction concerne la croûte supérieure, la seule qui soit soumise à l’érosion superficielle et aux effondrements gravitaires. Ainsi peut-on comprendre pourquoi les anciennes