Croûte continentale

Alors que les terres réellement émergées comprennent un peu moins de 30 % de la surface du globe, la croûte continentale se prolonge dans les océans au niveau des plateaux continentaux qui occupent 7,6 % de la surface totale des océans) et couvre aujourd'hui 45 % de la surface terrestre. Le reste de la surface terrestre (55 %) est couverte par la croûte océanique^[1].

La croûte continentale se présente sous forme de blocs, les continents, séparés par des fonds océaniques que recouvrent les océans. La plus grande partie des continents est constituée de terres émergées, souvent bordées d'un plateau continental qui est recouvert par une mer épicontinentale. Zealandia représente une exception notable de « continent englouti », dont 94% de la croûte continentale est submergée sous l'océan Pacifique.

Les changements dans les vitesses des ondes sismiques ont montré qu'à une certaine profondeur (la discontinuité de Conrad), il y a un contraste raisonnablement net entre une croûte continentale supérieure et une croûte continentale inférieure. Dans les discontinuités géologiques, la discontinuité de Conrad est qualifiée de "deuxième ordre", car elle ne constitue pas toujours une limite claire entre la croûte supérieure et inférieure.

Par rapport aux déformations géologiques, la zone supérieure est plus fragile, et la zone sous-jacente plus ductile. Dans la zone ductile, la croûte terrestre peut se déformer plastiquement, c'est-à-dire sans se rompre et de façon permanente. À une profondeur d'environ 10 à 20 km, la pression et la température sont en effet si élevées que les principaux composants minéraux de la croûte, du quartz et du feldspath ne réagissent plus en cassant lorsqu'ils sont soumis à des contraintes tectoniques, mais réagissent de manière ductiles, par glissement aux limites des cristaux ou en recristallisant. La profondeur de cette zone de transition dépend du flux de chaleur et de la teneur en fluide de la croûte terrestre. Dans les régions magmatiquement actives avec un flux de chaleur accru et une concentration de fluide plus élevée, la zone ductile commence à une profondeur plus faible, ce qui rend la croûte terrestre plus facilement déformable.

Dans sa partie inférieure, la croûte continentale s'étend jusqu'à la discontinuité de Mohorovicic (Moho). En dessous se trouve le manteau « lithosphérique », c'est-à-dire rigide, qui s'étend jusqu'à une profondeur d'environ 80 à 120 km, et avec la croûte terrestre (océanique ou continentale) forme les plaques tectoniques. Cette lithosphère inférieure formé par le manteau solide est globalement solidaire de la croûte, mais peut également avoir des mouvements propres, par délaminage ou déplacement.

Sous la lithosphère, un faible degré de fusion permet à l'asthénosphère (manteau) de se déformer plastiquement, autorisant ainsi le déplacement les plaques lithosphériques. De ce fait, la taille, la forme et le nombre des continents changent constamment à l'échelle des temps géologiques. Différents secteurs se séparent, se heurtent et se recollent dans le cadre d'un grand cycle de supercontinent. La collision de ces blocs continentaux forme des chaînes de montagnes. La croûte continentale est en effet rarement subduite (cela peut se produire là où les blocs de la croûte continentale entrent en collision et se renversent, provoquant une fonte profonde sous les ceintures de montagne comme l'Himalaya ou les Alpes).

Pour cette raison, les roches les plus anciennes de la Terre se trouvent dans les cratons ou les noyaux des continents, plutôt que dans la croûte océanique recyclée à plusieurs reprises; le plus ancien fragment de la croûte intacte est l'Acasta Gneiss à 4,01 Ga, tandis que la plus ancienne croûte océanique (située sur la plaque nord-américaine au large de la côte Est des États-Unis) date du Trias (~220 Ma). La croûte continentale et les couches rocheuses qui s'y trouvent sont donc les meilleures archives de l'histoire de la Terre.

La croûte terrestre n'est pas chimiquement homogène. D'une structuration complexe et mal définie, la croûte continentale est essentiellement constituée de roches magmatiques acides (granitoïdes) et de roches métamorphiques. Sa partie supérieure est constituée d'une couche hétérogène de sédiments et de roches sédimentaires, d'extension et d'épaisseur variables (de quelques mètres à quelques kilomètres). La croûte inférieure est de composition inconnue. Il existe différents modèles de composition de la croûte inférieure, qui supposent une composition globale intermédiaire ou mafique pour la croûte globale. Comme la croûte supérieure est rocheuse, ces modèles nécessitent donc une croûte inférieure plus mafique, la croûte supérieure ne serait donc que le résultat d'un magmatisme postorogénique (voir granit de type S). Dans ces modélisations, la croûte continentale supérieure serait plus feldspathique (plus riche en silice notamment), et la croûte continentale inférieure de nature plus mafique.

La croûte est principalement composée de silicates, et en grande proportion de silicates d'alumine, d'où sa désignation traditionnelle de sial. Elle contient par ailleurs de nombreux composants dits lithophiles, c'est-à-dire se rencontrant dans la croûte terrestre du fait de leur affinité pour l'oxygène.

La couche continentale était autrefois appelée sial parce qu'elle est riche en silicates (Si) d'aluminium (Al), ce qui la rend moins dense que la croûte océanique plus riche en silicates (Si) de magnésium (Ma), alors appelée sima. La masse volumique moyenne de la croûte continentale est d'environ 2,83 g/cm³, inférieure à celle de la péridotite (qui compose le manteau asthénosphérique), environ 3,25 g/cm³. De ce fait, la croûte continentale flotte sur le manteau et ne peut pas s'y enfoncer. La croûte océanique (dont la masse volumique est d'environ 2,9 g/cm³) pourra s'enfoncer dans l'asthénosphère sous-jacente (environ 3,3 g/cm³), dans les zones de subduction.

La croûte continentale présente une épaisseur moyenne de 35 km dans les cratons. Cette épaisseur peut être réduite à quelques kilomètres dans les zones de rift et dépasser les 70 km sous les chaînes de montagnes (racine orogénique crustale)^[2].

La croûte continentale la plus mince se trouve dans les zones de rift, où la croûte est amincie par des failles de détachement et éventuellement sectionnée au point d'exhumer le manteau lithosphérique. Les bords des fragments continentaux ainsi formés (des deux côtés de l'océan Atlantique, par exemple) sont appelés marges passives.

La hauteur des chaînes de montagnes est généralement liée à l'épaisseur de la croûte. Cela résulte de l'isostasie associée à l'orogenèse (formation des montagnes). La croûte est épaissie par les forces de compression liées à la subduction ou à la collision continentale. La flottabilité de la croûte la force vers le haut, l'énergie^{[Laquelle ?]} apportée par les forces de collision étant dissipée par le soulèvement des matériaux finalement réduits par l'érosion. La sur-épaisseur montagneuse est compensée sous la chaîne de montagnes par une « quille » ou racine de montagne. La hausse de la température et de la pression dans la croûte surépaissie, souvent combinées à la déformation des roches, provoquent la métamorphose d'une grande partie de la croûte continentale inférieure.

Si les forces de compression tendent à élever les montagnes, celles-ci sont ensuite abrasées par l'érosion, d'autant plus rapidement que les reliefs sont marqués. L'érosion se poursuit jusqu'à ce que les forces d'érosion cessent d'être efficaces, c'est-à-dire quand le bouclier continental a été arasé pratiquement au niveau de la mer.

Inversement, les mers peu profondes reçoivent les matériaux de cette érosion, et les accumulent par sédimentation. La sédimentation augmente le poids que supporte la croûte continentale et tend à l'enfoncer, conduisant à la création de bassin sédimentaire. Ce processus peut se poursuivre, accumulant parfois des kilomètres de sédiments, jusqu'à ce que le niveau du fond atteigne à peu près le niveau de la mer.

Ces deux processus combinés font que le niveau moyen des continents reste sensiblement au même niveau que le niveau de la mer, à l'échelle de temps géologique. La répartition actuelle des altitudes est un peu au-dessus de ce niveau de la mer, parce que les calottes polaires mobilisent une partie du volume des océans.