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La surface de la Terre est marquée par des reliefs positifs et négatifs inégalement répartis .
La Terre est composée de sphères concentriques animées par les courants de convection.
Les dorsales correspondent aux mouvements ascendants de l'asthénosphère chaude, les fosses océaniques correspondent aux mouvements descendants. d'une lithosphère froide.
A- La caractérisation de la mobilité horizontale
A- La caractérisation de la mobilité horizontale
La lithosphère terrestre est découpée en plaques animées de mouvements.
Flux thermique en surface
Répartition des foyers des séismes
Répartition des volcans actifs
Le mouvement des plaques, dans le passé et actuellement, peut être quantifié par différentes méthodes géologiques : études des anomalies magnétiques, mesures géodésiques, détermination de l’âge des roches par rapport à la dorsale, alignements volcaniques liés aux points chauds.
Age des sédiments au fond des océans
Vecteurs géodésiques
Anomalies magnétiques
Le mouvement des plaques, dans le passé et actuellement, peut être quantifié par différentes méthodes géologiques : études des anomalies magnétiques, mesures géodésiques, détermination de l’âge des roches par rapport à la dorsale, alignements volcaniques liés aux points chauds.
La distinction de l’ensemble des indices géologiques et les mesures actuelles permettent d’identifier des zones de divergence et des zones de convergence aux caractéristiques géologiques différentes (marqueurs sismologiques, thermiques, pétrologique).
Carte des plaques lithosphériques.
B- La dynamique des zones de divergence
B- La dynamique des zones de divergence
1- Magmatisme et formation d'une lithosphère océanique.
1- Magmatisme et formation d'une lithosphère océanique.
La divergence des plaques de part et d’autre des dorsales permet la mise en place d’une nouvelle lithosphère. Celle-ci se met en place par apport de magmas mantelliques à l’origine d’une nouvelle croûte océanique. Ce magmatisme à l’aplomb des dorsales s’explique par la décompression du manteau.
Diagramme pression température
Les dorsales sont à la verticale d'un courant de convection ascendant. La péridotite chaude monte.
Le géotherme de la dorsale (en rouge) met en évidence pour une même profondeur, des températures plus élevées que la température moyenne sous les plaines abyssales.
A 100 km de profondeur, les conditions de pression et de températures franchissent le solidus. La péridotite commence à fondre.
Sur le graphique on voit que la température diminue vers la surface, c'est donc la décompression qui déclenche la fusion partielle de la péridotite.
Dans les dorsales rapides (Pacifique), l'écartement des plaques continue. Le magma remonte le long de grandes failles normales plates.
Dans les dorsales lentes l’activité magmatique est plus réduite et la divergence met directement à l’affleurement des zones du manteau.
Schéma du fonctionnement d'une dorsale.
2- Evolution de la lithosphère océanique.
2- Evolution de la lithosphère océanique.
La nouvelle lithosphère formée se refroidit en s’éloignant de l’axe et s’épaissit. Cet épaississement induit une augmentation progressive de la densité de la lithosphère. La croûte océanique et les niveaux superficiels du manteau sont le siège d’une circulation d’eau qui modifie les minéraux.
Evolution des propriétés physiques de la lithosphère océanique.
En s'éloignant de l'axe de la dorsale, la lithosphère océanique refroidi.
La température(isotherme) diminue, la péridotite ductile du manteau asthénosphérique cristallise et devient rigide, donc devient de lithosphère.
Les infiltrations; l'hydrothermalisme déclenche le métamorphisme hydraté des gabbros, leur densité augmente.
Circulation de l'eau et métamorphisme des gabbros.
Au niveau des dorsales océaniques, l'eau de mer pénètre dans les fractures de la lithosphère océanique. Réchauffée et moins dense, elle remonte et jaillit a niveau des structures nommés fumeurs noirs.
Le contact avec les roches permet un échange d'éléments chimiques:
la roche s'hydrate et devient plus dense, c'est du métamorphisme.
L'eau se charge en ions.
C- La dynamique des zones de convergence
C- La dynamique des zones de convergence
– Les zones de subduction
– Les zones de subduction
La lithosphère océanique froide, hydratée, plus dense plonge en profondeur dns l'asthénosphère au niveau d’une zone de subduction.
Schéma de la subduction réalisé à l'aide de tectoglob
L'alignement des foyers sismiques celon le plan de Wadati-Bénioff permet de mettre en évidence la limite entre la lithosphère subduite et la lithosphère chevauchante.
Tomographies de différentes zones de subduction.
Les tomographies réalisées à partir de l'étude des zones de subduction permettent de montrer les lithosphères océaniques rigides qui plongent dans l'asthénosphère ductile.
Les zones de subduction sont le siège d’un magmatisme sur la plaque chevauchante.
Le volcanisme est de type explosif : les roches mises en place montrent une diversité pétrologique mais leur minéralogie atteste toujours de magmas riches en eau. Ces magmas sont issus de la fusion partielle du coin de manteau situé sous la plaque chevauchante ; ils peuvent s’exprimer en surface ou peuvent cristalliser en profondeur, sous forme de massifs plutoniques. Ils peuvent subir des modifications lors de leur ascension, ce qui explique la diversité des roches.
La fusion partielle des péridotites est favorisée par l’hydratation du coin de manteau. Les fluides hydratant le coin de manteau sont apportés par des transformations minéralogiques affectant le panneau en subduction, dont une partie a été hydratée au niveau des zones de dorsales. La mobilité des plaques lithosphériques résulte de phénomènes de convection impliquant les plaques elles-mêmes et l’ensemble du manteau.
L’augmentation de la densité de la lithosphère constitue un facteur important contrôlant la subduction et, par suite, les mouvements descendants de la convection. Ceux-ci participent à leur tour à la mise en place des mouvements ascendants
– Les zones de collision
– Les zones de collision
L’affrontement de lithosphères de même densité conduit à un épaississement crustal. L’épaisseur de la croûte résulte d’un raccourcissement et d’un empilement des matériaux lithosphériques.
Raccourcissement et empilement sont attestés par un ensemble de structures tectoniques déformant les roches (plis, failles, chevauchements, nappes de charriage).
La chaîne de l’Himalaya est la plus haute et la plus large chaîne de montagne du monde. Elle résulte d’un mécanisme de convergence de 2 plaques lithosphériques : la plaque indienne et la plaque asiatique séparées par l’océan Téthys. De cette convergence de plaques, il y a 100 millions d’années, une collision s’est effectuée entre le sous-continent indien et le continent asiatique ce qui a donné naissance à l’Himalaya.
Les Alpes se sont formées de la même manière suite au rapprochement de 2 plaques lithosphériques. Cela débuta il y a environ 60 millions d’années. La collision entre l’Italie et la France fit disparaître l’océan Alpin donnant naissance à la chaîne de montagne la plus récente d’Europe.
Schéma représentant l'histoire des Alpes
Entre 80 et 30 million d'années, une partie continentale de la plaque Adriatique (L'Italie) entre en collision avec la partie continentale de plaque Eurasiatique.
L'océan Alpin s'est refermé.
La confrontation des lithosphères de même densité entraine d'importantes déformations en surface et en profondeur à l'origine du massif Alpin actuel.
Profil et interprétation du massif en entier.
La partir centrale des Alpes est caractérisée par une racine crustale profonde (supérieure à 50 km) qui témoigne de l'épaississement de la croute.
Cet épaissement est la conséquence de l'empilement des écailles crustales par charriage. Des parties entière de montagne passe au dessus d'une autre chaine.
Les témoins de l'ancien océan Alpin:
Les ophiolites sont composées de roches de la lithosphère océanique, remonté en surface au moment de la fermeture de l'océan.
Les failles normales et les blocs basculés témoignent de la formation de l'océan Alpin il il a 200 Ma.
La succession de roches observable dans le massif du Chenaillet témoigne d'une lithosphère océanique.
Les témoins de la compression.
Photographies des failles inverses et des plis couchés observés dans les Alpes
Photographie du Chevauchement
On peut constater qu'il y a un contact anormal entre les terrains du Permien (fin du Paléozoïque) et les terrains du Crétacé (Mésozoïque) et du Tertiaire (Cénozoïque). En effet, normalement les terrains les plus anciens devraient se trouver sous les terrains plus récents. L'inversion ici constatée est un bon indice de la présence d'un charriage.
En profondeur, des déformations des roches et un nouveau métamorphique;
Du métamorphisme à l'anatexie
Sous l'effet de ces contraintes, une roche devient ductile (déformable) et l'organisation de ces cristaux se modifie. Ils se disposent en bandes selon une foliation.
Echantillon et lame de gneiss en LPA
Affleurement des Migmatites
Diagramme PT sous les Alpes. La limité d'anatexie correspond à la limIte de fusion granite.
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