Racine crustale

Une racine crustale est l'épaississement en profondeur de la croûte continentale. Cet épaississement est dû à des phénomènes de surface qui apparaissent lors de la collision entre deux plaques continentales tels que : les nappes de charriages, les chevauchements, les failles inverses ou encore les plis. Ces phénomènes ont pour effet un empilement en surface qui donne naissance à un relief positif, assimilable à des montagnes. Par compensation isostatique, la plaque s'enfonce et une racine crustale apparaît.

Au niveau des chaînes de montagnes par exemple, la croûte épaissie est due aux racines crustales donc plus le relief positif est important et plus la racine crustale est importante. Au "surplus" de matière qui constitue la montagne est opposé un surplus de matière : la racine crustale (s'enfonçant dans l'asthénosphère). L’épaississement crustal a pour conséquence d’élever le géotherme, notamment à cause de l’accroissement des éléments radiogéniques[1]. Cette anomalie thermique se traduit par des transformations métamorphiques, la fusion crustale (favorisée par une abondance de fluides), ce qui produit des migmatites et des granites alumineux[2].

Au cœur des chaînes de collision, la formation de bassins sédimentaires post-épaississement est liée au désépaississement crustal. La racine trop chaude perd sa résistance et s'étale, ce qui entraîne un étirement froid de la croûte supérieure, lequel est à l'origine de l'ouverture de bassins intracontinentaux limités par des failles normales ductiles[3].

Lors d'un cycle orogénique, l'érosion des reliefs entraîne un réajustement isostatique, à l'origine de la remontée de la racine crustale de la chaîne[4].

Notes et références
  1. La diffusivité thermique moyenne des roches pour la lithosphère est de 10−6 m2 s−1. Cette faible diffusivité explique le réchauffement post-épaississement de la croûte se produisant plusieurs dizaines de millions d'années après l'épaississement crustal. cf. (en) P.C. England & A.B. Thompson, « Some thermal and tectonic models for crustal melting in continental collision zones », Geol. Soc. Spec. Publ., 19, 1986, p. 83-94
  2. (en) J. Franěk, K. Schulmann, O. Lexa, C. Tomek & J.-B. Edel, « Model of syn-convergent extrusion of orogenic lower crust in the core of the Variscan belt: implications for exhumation of HP rochs in large hot orogens », Journal of Metamorphic Geology, vol. 29, no 11,‎ , p. 53-78.
  3. Marcel Lemoine, Pierre Charles de Graciansky et Pierre Tricart, Société géologique de France, De l'océan à la chaîne de montagnes : Tectonique des plaques dans les Alpes, Paris, Gordon and Breach, coll. « Géosciences », , 206 p. (ISBN 90-5699-294-5 et 978-90-5699-294-1, OCLC 879123010), p. 60.
  4. Pierre Peycru, Jean-François Fogelgesang, Didier Grandperrin et Christiane Perrier (dir.), Géologie tout-en-un, Dunod, , p. 472.
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