A)     La convection mantellique

La tomographie sismique montre que les zones de subduction sont le siège d’une descente de matériel froid mantellique en profondeur (jusque vers 670 ou 2900km selon les fosses). Cette descente est compensée par l’ascension peu profonde (200 premiers km) de matériel mantellique chaud au niveau des zones de divergence, ce qui se traduit en surface par des dorsales, et des rifts continentaux. Les mouvements dans le manteau se complètent et forment la convection mantellique, entrainée par le mouvement des plaques en surface.

Remarque :L’ensemble de ces mouvements participe au renouvellement de la lithosphère : elle s’enfonce dans le manteau au niveau des zones de subduction, et est formée par magmatisme principalement au niveau des dorsales, des rifts et du magmatisme de subduction.

B)     Le moteur du mouvement

L’Océan Pacifique est bordé de zones de subduction a une dorsale rapide, au contraire de l’Océan Atlantique avec une dorsale lente. Les dorsales et les points chauds se forment au niveau des zones d’ascension du magma qui sont peu profondes, contrairement aux subductions. Tout ceci suggère que le moteur de la dynamique de la lithosphère est la subduction, c’est-à-dire l’augmentation de la densité de la lithosphère océanique avec l’âge. La ductilité du manteau chaud rend les mouvements de convection possibles (contrairement par exemple à la Lune petite et entièrement refroidie qui n’a plus de tectonique). 

A)   Les zones de subduction

Ce sont des zones très actives sismiquement et volcaniquement: elles concentrent la majorité des séismes les plus violents et des volcans les plus dévastateurs par leurs nuées ardentes. Elles sont situées en bordure de côte (ex: Japon, Petites Antilles, bordure ouest de l’Amérique et toute la « ceinture de feu du Pacifique »), au niveau d’une fosse océanique. 

1.     Tectonique (TP7)

Les mouvements tectoniques au niveau des zones de subduction ont notamment provoqué les séismes à l’origine des tsunamis de Sumatra le 26 décembre 2004 et du Japon du 11 mars 2011 qui a entrainé l’accident nucléaire de Fukushima pour citer les catastrophes qui ont le plus marqué ce début de siècle.

Lorsque la densité de la lithosphère océanique âgée dépasse celle de l’asthénosphère, elle subduit = plonge en profondeur dans le manteau : c’est la subduction. Au niveau d’une zone de subduction, la lithosphère âgée (= panneau plongeant) s’enfonce sous une autre lithosphère (= plaque chevauchante), continentale (ex : Cordillère des Andes) ou océanique (ex : Japon, Petites Antilles). Elle forme une fosse océanique, et en arrière des alignements de volcans au niveau d’arcs insulaires ou de chaines de montagnes volcaniques, avec des séismes profonds et violents. Plusieurs marqueurs géologiques témoignent de la convergence :

• un prisme d’accrétion au bord de la fosse océanique résulte de l’empilement de couches de roches sédimentaires qui n’ont pas subduit avec le reste de la lithosphère océanique, comme si la plaque chevauchante « raclait » les roches sédimentaires de la plaque plongeante ;
• des foyers de séismes en profondeur alignés forment le plan de Wadati-Benioff, jusqu’à 700km : il révèle la plaque lithosphérique plongeante qui subit de fortes contraintes en s’enfonçant dans le manteau ; les roches se brisent, ce qui provoque des séismes profonds.
• Les anomalies de la vitesse de propagation des ondes sismiques aux abords de la fosse océanique sont visibles en tomographie sismique : elles sont accélérées du côté de la plaque plongeante froide, et ralenties du côté du magmatisme. Elles confirment le plongement de la lithosphère froide dans le manteau asthénosphérique chaud.

Images obtenues avec le logiciel Tectoglob3D en ligne: https://www.pedagogie.ac-nice.fr/svt/productions/tectoglob3d/ 

une modélisation: c’est le poids de la plaque qui entraine la subduction. http://sagascience.cnrs.fr/dosgeol/01_decouvrir/02_subduction/04_subduction_plaques/03_pedago/04a.htm 

2.    LE Magmatisme des zones de subduction (TP8)

Les zones de subduction sont le siège d’un magmatisme sur la plaque chevauchante qui se manifeste en surface et en profondeur :

• Le volcanisme est de type explosif et dévastateur, avec généralement des nuées ardentes, constituées de gaz, cendres et fragments de laves brûlants, et une lave très visqueuse. Les roches volcaniques produites par ce volcanisme sont variées (ex : trachyte, andésite, rhyolite).

Volcan Sabancaya en éruption au Pérou avec une nuée ardente au-dessus, et dont l’édifice est formé de dacite et d’andésite Source: Galeria del Ministerio de Defensa del Perú, CC BY 2.0 https://creativecommons.org/licenses/by/2.0, via Wikimedia Commons

Rhyolite à l’œil nu: repérer les gros cristaux de feldspath blanc et rose, les quartz brillants sombres noyés dans une pâte non cristallisée caractéristique d’une roche microlithique d’origine volcanique  (au microscope: http://geologie.discip.ac-caen.fr/Micropol/endogen/corteges/rhyolite/index.html) 

Andésite à l’œil nu (les baguettes vertes sont les amphiboles, minéraux hydratés, noyées dans une pâte microlithique) et au MO (Hb: hornblende, une amphibole; Px: pyroxène; Pl: plagioclase) (Source: https://lithotheque.ens-lyon.fr/Lithotheque/FormRech/page.php?recup=PA14)  

• Lorsque le magma ne remonte pas jusqu’à la surface, des massifs de plutons de granitoïdes (ex : granite, granodiorite, diorite) cristallisent en profondeur ; ils peuvent apparaître à la surface grâce à l’érosion ou aux mouvements tectoniques.

Granite à l’œil nu et au MO: la composition minéralogique est identique à celle de la rhyolite mais avec une structure grenue (au microscope: http://geologie.discip.ac-caen.fr/Micropol/endogen/corteges/granite/index.html) 

Diorite à l’œil nu et au MO (Hb: hornblende, une amphibole; Px: pyroxène; Pl: plagioclase) (Source: https://www.virtualmicroscope.org/content/diorite-–-loch-doon) 

Les roches issues du magmatisme de subduction montrent donc une diversité mais elles présentent toutes des minéraux hydratés (ex : amphibole, biotite), ce qui indique qu’elles proviennent de magmas riches en eau.

Ces magmas sont issus de la fusion partielle des péridotites de la partie du manteau situé entre la plaque chevauchante et le panneau plongeant, grâce à leur hydratation. Cette hydratation provient de l’eau piégée dans les minéraux hydratés dans le panneau plongeant par le métamorphisme hydrothermal. Les roches subissent alors un nouveau métamorphisme, dit « de subduction » au cours de leur enfoncement dans le manteau : les minéraux de la plaque plongeante se déshydratent sous l’effet de la pression et de la température plus élevées, et forment ainsi des glaucophanes dans les métagabbros de type schiste bleu, puis des grenats dans les éclogites.

Métagabbro à glaucophane (faciès schiste bleu) à l’oeil nu et au MO, en auréole bleue à la limite entre un pyroxène (Cpx) et un plagioclase (Pl) (LPNA et LPA, source: http://christian.nicollet.free.fr/page/CO/metagabbro.html)

Eclogite à l’œil nu et au MO en LPNA et LPA. Les grenats, roses à l’œil nu et hexagonaux, sont éteints (noirs) en LPNA quelle que soit l’orientation. 

L’eau issue de cette déshydratation est libérée dans le manteau sus-jacent (au-dessus, donc le manteau de la plaque chevauchante) sous forme de fluides qui hydratent de la péridotite mantellique de la plaque chevauchante, ce qui abaisse la température de fusion (solidus) et permet sa fusion partielle. Le magma forme alors des plutons en profondeur, ou des volcans en surface.

Les magmas produits peuvent subir des modifications lors de leur ascension :

• Par contamination crustale : Des fragments de roches de l’encaissant (des roches autour du magma, par exemple de la chambre magmatique) peuvent être incorporés au magma, ce qui enrichit sa composition.
• Par cristallisation fractionnée : Dans les chambres magmatiques, le magma cristallise progressivement, et certains minéraux cristallisent à des températures plus faibles que d’autres. La composition chimique et minéralogique du magma évolue donc au fil du temps.

Ces modifications expliquent la diversité des roches des zones de subduction.

B)     Les zones de collision

Lorsque la subduction se poursuit, les deux croutes continentales entrent finalement en contact. Comme elles sont moins denses que le manteau asthénosphérique, elles ne peuvent subduire. Les lithosphères continentales s’affrontent : les couches de roches sont déformées par des plis, des failles inverses, des couches de roches passent par-dessus d’autres, s’empilant pour former des chevauchements, parfois de grande ampleur, formant alors des nappes de charriage. Tout ceci a pour conséquence un raccourcissement et un épaississement crustal formant une chaine de montagne. La croute continentale est plus épaisse et s’enfonce dans le manteau, formant une racine crustale.

Une faille inverse recoupe des strates dans des terrains sédimentaires

Faille inverse et schéma d’interprétation

 Pli, pli-faille et schéma d’interprétation

Nappe de charriage et schéma d’interprétation: repérer le chevauchement « anormal » des séries de roches sédimentaires anciennes sur les roches récentes

Carte des isobathes du Moho sous les Alpes: remarquer l’approfondissement sous les Alpes, qui témoigne de la racine crustale des Alpes

Profil ECORS et son schéma d’interprétation sous les Alpes: remarquer l’empilement des couches qui forme la racine crustale

Schéma bilan des déformations au niveau d’un chaine de collision (la partie du bas avec les roches métamorphique est hors programme)

A)   Morphologie de la lithosphère océanique

La lithosphère océanique présente un relief avec notamment :

• Des chaines de montagne océaniques présentant une activité sismique et volcanique : les dorsales (-2500m), avec parfois un rift au centre.
• Les fonds océaniques, correspondant aux plaines abyssales (-4000m).
• La bordure des océans, appelée marge océanique, est soit passive (pas d’activité sismique ou volcanique) soit active (avec activité sismique et volcanique), avec des fosses océaniques profondes (-8000m jusqu’à -11000m).

B)   Les dorsales (TP5)

1.     Tectonique

Différentes données indiquent une divergence au niveau des dorsales, c’est-à-dire un écartement des plaques :

• Les anomalies magnétiques et les âges des sédiments au contact de la croute océanique sont symétriques et croissants de part et d’autre de la dorsale. Ceci  suggère une mise en place progressive de la lithosphère océanique qui s’écarte de part et d’autre de la dorsale (voir I).
• Les données GPS montrent des déplacements opposés de part et d’autre des dorsales ;
• Les profils ECORS (Étude de la Croûte Continentale et Océanique par Réflexion Sismique) obtenus par sismique réflexion au niveau des marges passives montrent des failles normales listriques (courbées en profondeur) avec des blocs basculés le long de ces failles, caractéristiques d’une divergence.

Profil ECORS au niveau de la marge de Gallice

Rift en Islande: la zone de fracture sépare les 2 plaques Source: wikimedia.commons.org

(lien vers une animation sur le rifting: https://www.edumedia-sciences.com/fr/media/483-faille-de-divergence à comparer avec un modèle en extension: http://sagascience.cnrs.fr/dosgeol/01_decouvrir/01_extension/02_labo/05a.htm)

2.     Magmatisme

La divergence des plaques de part et d’autre des dorsales entraine la remontée de péridotite mantellique qui subit une décompression. Le toit de l’asthénosphère correspondant à l’isotherme 1300°C se rapproche de la surface, ce qui augmente le flux géothermique en surface. Cette remontée de l’asthénosphère est visible en tomographie sismique par une anomalie négative indiquant du matériel moins dense et donc chaud remontant sous les dorsales dans les 200 premiers km de profondeur.

La décompression adiabatique (= sans perte de chaleur) du manteau sous les dorsales entraine une fusion partielle de la péridotite sous la surface (environ 5 à 30 %) responsable de la formation de magmas mantelliques. De rares chambres magmatiques sont mises en évidence en profondeur par la sismique réflexion ; le magma plus léger remonte le long de filons (= fractures dans la roche remplies de magma). Lorsqu’il cristallise lentement en profondeur, il forme du gabbro. Lorsqu’il s’écoule à la surface du plancher océanique par volcanisme sous-marin, il forme de la lave qui est refroidie rapidement par l’eau de mer sous forme de basaltes en coussin.

Conditions de fusion partielle de la péridotite au niveau d’un océan

Ainsi, la dorsale met en place une nouvelle lithosphère, schématiquement constituée d’un empilement de roches : la péridotite mantellique résiduelle (= qui reste) de la fusion partielle est surmontée par les roches magmatiques de la croute océanique, formées par la cristallisation du magma lente en profondeur du gabbro à structure grenue ou rapide en surface du basalte à structure microlithique.

Eruption d’Eyjafjallajökull le 17 Avril 2010, en Islande, zone de divergence Source: commons.wikimedia.org

https://www.youtube.com/watch?v=X5jpJOk3O8I

3.     Dorsales lentes et rapides

Ce fonctionnement général des dorsales varie en réalité selon le type de dorsale : les dorsales lentes (ex : Océan Atlantique) ont une vitesse d’expansion totale de l’ordre de 1 à 4 cm/an. La décompression mantellique est faible, l’activité magmatique et donc la formation de croute océanique est plus réduite, parfois discontinue. La tectonique divergente est donc majoritaire, avec un rift médian bordé de failles normales. Elle fait parfois affleurer la péridotite du manteau lorsque la croute est absente (= exhumation mantellique).

Au contraire, les dorsales rapides (ex : Océan Pacifique) ont une expansion rapide, de 6 à 16cm/an. Leur activité magmatique est intense, et le magma est stocké dans une ou des chambres magmatiques. La remontée du magma forme un dôme.

C)   L’évolution de la LO (TP6)

1.     Le métamorphisme hydrothermal

La croûte océanique et les niveaux superficiels du manteau sont le siège d’une circulation d’eau qui modifie les minéraux. Au niveau des dorsales, l’eau s’enfonce par les fractures des roches, est chauffée par le magmatisme, se charge en minéraux et remonte par convection au niveau des fractures sous forme des fumeurs noirs ou blancs. C’est l’hydrothermalisme. D’autres circulations d’eau peuvent avoir lieu à distance de la dorsale.

Un fumeur blanc proche d’une dorsale

Sous l’effet de cette circulation, les minéraux des roches se transforment, les roches se modifient et forment des roches métamorphiques : la péridotite est serpentinisée (présence de serpentine), le pyroxène s’hydrate et forme de la hornblende (amphibole hydratée brune) au contact de plagioclase dans le gabbro qui devient alors un métagabbro (=gabbro métamorphisé) de type schiste vert.

Roches magmatiques et métamorphiques associées. Noter la transformation de la texture et les modifications des minéraux.

2.     Le vieillissement de la LITHosphère océanique

La nouvelle lithosphère formée se refroidit en s’éloignant de l’axe et s’épaissit : sous la dorsale, la décompression rapproche les roches mantelliques chaudes de la surface, et donc l’isotherme 1300°C marquant le toit de l’asthénosphère. La lithosphère est donc peu épaisse, de 5 à 8km. A distance de la dorsale, la lithosphère étant plus froide, le toit de l’asthénosphère est loin de la surface et la lithosphère plus épaisse, jusqu’à 120km.

Le refroidissement de la lithosphère avec la distance à la dorsale induit une augmentation progressive de la densité de la lithosphère.

Lorsque la densité de la lithosphère dépassera celle de l’asthénosphère, toutes les conditions seront réunies pour la subduction.

TP4 : Mobilité horizontale des plaques lithosphériques

A)   Découpage des plaques lithosphériques

Les alignements de volcans et de séismes marquent les limites des plaques lithosphériques, au niveau de certains reliefs :

• les dorsales océaniques (= longues chaines de montagnes océaniques présentant une activité sismique et volcanique, entrecoupée de failles normales.)
• les bordures de fosses océaniques (= profonds reliefs sous-marins)
• les rifts ou fossés continentaux (= reliefs continentaux formant un fossé bordé de failles)
• les chaines de montagne.

Tous ces reliefs présentent une activité sismique et éventuellement volcanique qui résulte des mouvements des plaques. La lithosphère est ainsi découpée en plaques rigides animées de mouvements.

La répartition des séismes et des volcans à la surface du globe (image obtenue avec Sismolog)

B)   Techniques d’étude des mouvements

Le mouvement des plaques a été étudié et quantifié par différentes méthodes géologiques, actuellement et par le passé :

• les anomalies magnétiques (1960), symétriques de part et d’autre des dorsales, d’âge croissant, supposent un écartement des plaques de chaque côté de la dorsale par production de magma.

• L’âge des roches sédimentaires (1970) croit symétriquement de part et d’autre de l’axe de la dorsale, ce qui indique que les plaques se forment à l’axe des dorsales et s’écartent de part et d’autre au fur et à mesure de leur formation (modèle du double tapis roulant).

Carte des âges des fonds océaniques

Modèle du double tapis roulant proposé par Vine et Matthews en 1962

• Les alignements volcaniques de point chaud (1970) se forment grâce au déplacement d’une plaque au-dessus d’un point chaud dans le manteau, considéré comme fixe pendant 5 à 8 Ma. La remontée de magma forme plusieurs édifices volcaniques d’âge décroissant au fur et à mesure que la plaque se déplace (ex : Hawaii, chaine des Puys ?).

Carte des âges des volcans au niveau de l’archipel d’Hawai et son interprétation en terme de déplacement des plaques au-dessus d’un point chaud supposé fixe

Modèle de formation d’un alignement de volcans provenant d’un point chaud

• Les satellites (1980-actuel) mesurent les déplacements des stations géodésiques les unes par rapport aux autres et mesurent ainsi en temps réel les déplacements des plaques lithosphériques, avec une précision de l’ordre du mm : c’est le principe du GPS (Global Positioning System).

Le principe du GPS

On a ainsi pu mettre en évidence 12-15 plaques dans les années 1970, et actuellement 25 grâce à la précision des mesures GPS. Toutes ces techniques de mesures permettent de déterminer le sens et la vitesse des mouvements au niveau des frontières des plaques, de l’ordre de 1 à 16 cm/an.

C)   Les mouvements des plaques

Les mouvements aux limites de plaques peuvent être de 3 types, repérés par différents marqueurs géologiques (sismiques, thermiques et pétrologiques = des roches) :

• Des mouvements de divergence, repérés par des séismes caractéristiques d’un écartement, un flux géothermique plus fort indiquant une remontée de matériel chaud, et des failles normales. Ils témoignent d’un étirement de la lithosphère dû à un écartement des plaques. On les observe au niveau des rifts continentaux = fossés continentaux ou des dorsales océaniques ;
• Des mouvements de convergence, repérés par des séismes caractéristiques d’un rapprochement, un flux géothermique plus faible indiquant une descente de matériel froid en profondeur et des failles inverses. Ils témoignent d’un raccourcissement de la lithosphère dû à un rapprochement des plaques. On les observe au niveau des chaines de montagnes océaniques et des fosses océaniques des zones de subduction.

Failles normale et inverse (lien vers une animation: http://www.geologie.ens.fr/~vigny/failles-anime.html)

Les plaques lithosphériques et leurs mouvements

Les plaques sont mobiles en surface. Quelle est la dynamique des zones de convergence ?