Les plaques lithosphériques sont des grandes zones inactives à la surface de la Terre formées de la lithosphère dont les frontières sont actives : volcans et séismes se répartissent le long des frontières et traduisent le mouvement des plaques les unes par rapport aux autres. Ces frontières sont aussi marquées pour la plupart par des reliefs. (carte à p.182 à superposer à la carte des reliefs en couverture).

- Au niveau des dorsales océaniques il y a de nombreux séismes et des volcans type effusifs (coulée de lave).

- Au niveau des fosses océaniques les foyers des séismes sont plus profonds et le volcanisme est explosif (nuées ardentes). Exemple le volcanisme des Antilles, des Andes ou encore du Japon.

- Au niveau des chaînes de montagne il n’y a pas de volcans (sauf si cette chaîne est bordée par une fosse océanique) mais par contre on y enregistre de nombreux séismes. Exemple les Alpes ou l’Himalaya.

Quelle est l'épaisseur des plaques tectoniques ?

Réfléchissez bien... il peut y avoir des séismes dans les plaques, elles sont donc constituées d'un matériau cassant. Elles se déplacent...Les plaques tectoniques sont donc constituées de lithosphère !

Plaques tectoniques = plaques lithosphériques : elles se déplacent au dessus de la LVZ, cette zone où la péridotite devient ductile et donc déformable.

I- Mise en évidence de la mobilité horizontale des plaques lithosphériques …

1°) … Par l’étude de l’âge des sédiments de part et d’autre de la dorsale

Des forages dans le fond des océans ont permis d’analyser les sédiments et de déterminer l’âge des sédiments au contact avec le basalte des fonds océaniques. Les données montrent que ces sédiments ont le même âge que le basalte qu’ils surplombent et qu’ils sont de plus en plus profonds et de plus en plus âgés quand on s’éloigne de part et d’autre de la dorsale. Le calcul de la vitesse d’écartement de la lithosphère de part et d’autre de la dorsale est conforme aux données GPS.

2°) ...Par le volcanisme de point chaud

Au sein des plaques on observe des alignements d’édifices volcaniques inactifs à l’extrémité desquels se situent un volcan actif (archipel d’Hawaï ou des Marquises par exemple). Dans ce type d’alignement les volcans sont d’autant plus vieux qu’ils sont éloignés du volcan actif. Ces alignements proviennent de l’activité d’un point chaud, lieu de remontée de péridotite chaude du manteau. En surface se forme alors un volcan qui peut être à l’origine d’une île volcanique. Le point chaud est fixe mais la plaque se déplaçant cela donne naissance à l’alignement de volcans éteints. On peut ainsi calculer la vitesse de déplacement des plaques qui est de quelques cm par an.

3°) ... Par la géodésie (= mesures GPS)

La géodésie (= mesures GPS) montre que les plaques ont un mouvement divergent (d’écartement) au niveau des dorsales océaniques de quelques cm à plusieurs dizaines de cm /an alors que le mouvement est convergent (les plaques se rapprochent) au niveau des fosses océaniques et des chaînes de montagne.

4°) ...Par l’étude des anomalies magnétiques du basalte de part et d’autre de la dorsale

TP 4 partie 2

Les basaltes conservent les caractéristiques du champ magnétique terrestre au moment de leur formation. Ce champ magnétique s’est inversé régulièrement au cours du temps. La cartographie de ces anomalies révèle une disposition remarquable : les anomalies positives et négatives sont des bandes alternées, parallèles et symétriques à la dorsale. La vitesse de déplacement des plaques calculée à partir des anomalies magnétiques correspond à celles des mesures géodésiques.

Tous ces indices montrent bien qu’il y a des déplacements horizontaux des plaques tectoniques :

- Des mouvements de divergence (écartement) au niveau des dorsales pouvant varier de 1cm / an à 16 cm/an selon le type de dorsale.

- Des mouvements de convergence (rapprochement) entre une lithosphère océanique et une lithosphère continentale au niveau des fosses océaniques et également entre 2 lithosphères continentales au niveau des chaînes de montagne.

II- La dynamique des zones de divergence

1°) La formation du plancher océanique

Act 4

Au niveau des dorsales le flux thermique est plus élevé que la normale, cela est le signe d’un dégagement de chaleur et d’une remontée de l’asthénosphère sous l’axe de la dorsale ainsi que de la mise en place d’une chambre magmatique (sous les dorsales rapides seulement). Les mouvements de divergence entraînent une diminution de la pression sous l’axe de la dorsale. Les péridotites du manteau remontent alors et subissent une décompression sans baisse de température (la température reste autour de 1300°C). La péridotite entre alors en fusion partielle (elle passe la courbe du solidus), c’est-à-dire qu’une partie fond (entre 10 et 20% environ) et forme un magma qui peut être stocké dans une chambre magmatique.

Act 5

Les dorsales rapides

Les dorsales rapides présentent un bombement large de plusieurs milliers de kilomètres. La vallée axiale est peu marquée, voire absente. Ces caractéristiques sont dues à la présence d'un manteau très chaud sous la croûte. La production de magma y est permanente, et est suffisamment forte pour que l'essentiel de la formation de la nouvelle surface océanique se fasse par accrétion, c'est-à-dire par apport de nouvelles roches magmatiques.

Au sein de la chambre magmatique des courants se mettent en place et le magma cristallise lentement, cela forme une roche plutonique à la texture grenue, c’est-à-dire constituée de gros cristaux jointifs. Pyroxène et plagioclase dominent, la roche formée est du gabbro.

La divergence provoque l’extension de la dorsale et la formation de failles normales, du magma s’y infiltre et s’y refroidit rapidement ou parvient jusqu’à la surface où, au contact de l’eau de mer, le magma se fige. Une roche à la texture microlitique se forme : le basalte.

Gabbro et basalte ont la même composition chimique et sont formés des mêmes minéraux car ils sont issus du refroidissement d’un même magma.

Les dorsales rapides présentent donc une croûte océanique continue, formée d'environ 2 km de basalte en coussins et en filons, qui reposent sur 3 à 5 km de gabbro. Les dorsales rapides produisent donc une croûte océanique épaisse de 5 à 7 km, principalement par magmatisme.

Les dorsales lentes

L'étude des dorsales lentes a révélé des caractéristiques différentes de celles des dorsales rapides. Le bombement est nettement plus étroit. Au centre se trouve une vallée axiale (le rift) produite par le fonctionnement de nombreuses failles normales*, ainsi que des failles de détachement*, qui mettent des péridotites à l'affleurement (en surface). Ces caractéristiques sont à mettre en relation avec la présence d'un manteau nettement moins chaud que sous une dorsale rapide. Il n’y a parfois pas de chambre magmatique, ou plusieurs petites chambres magmatiques qui ne fonctionnent que de façon intermittente. Très peu de magma étant produit, très peu de basaltes et de gabbros sont mis en place : la croûte océanique est peu épaisse, discontinue, voir totalement absente. Des roches retrouvées à l'affleurement sont pour partie au moins des péridotites serpentinisées, c'est-à-dire fortement hydratées et altérées par une circulation hydrothermale importante (tableau b p.214 pour comparaison péridotite et serpentinite). Le magmatisme ne joue donc qu’un rôle secondaire dans le cas des dorsales lentes, l'essentiel de la divergence étant assumé par des phénomènes tectoniques : failles normales et failles de détachement.

2°) Le devenir du plancher océanique

Plusieurs modifications de la lithosphère océanique ont lieu quand elle s’éloigne de la dorsale :

- L’eau froide qui s’infiltre vient hydrater le gabbro. Les minéraux se transforment. Les cristaux de pyroxène et de plagioclase réagissent avec l’eau et dès que la température s’abaisse à 700°C un minéral hydraté se forme, la hornblende. Ce minéral réagit à son tour et en dessous de 500°C et en présence d’eau des minéraux encore plus hydratés apparaissent comme l’actinote ou le chlorite. Les roches subissent donc un métamorphisme. Les minéraux formés appartiennent au faciès « schistes verts », c’est un métamorphisme de basse pression et de basse température.

- L’isotherme 1300°C qui marque la limite lithosphère/asthénosphère s’enfonce alors et la lithosphère océanique s’épaissit.

- Les transformations minéralogiques ainsi que le refroidissement entraînent une augmentation de la densité de la lithosphère océanique au fur et à mesure qu’elle s’éloigne de la dorsale. La lithosphère océanique finit par s’enfoncer dans l’asthénosphère moins dense.

III- La dynamique des zones de convergence

1°) Les zones de subduction

TP 6

Les zones de subduction sont des zones de forte production de roches magmatiques :

- Des roches qui se forment lors d’un refroidissement en surface, à la texture microlitique (c’est le cas de l’andésite)

- Des roches qui se forment lors d’un refroidissement lent d’un magma en profondeur, à la texture grenue (cas des granodiorites)

Toutes ces roches contiennent des minéraux hydroxylés (avec un groupement OH). Ceci montre qu’elles se sont toutes formées à partir d’un magma riche en eau.

Les magmas des zones de subduction sont issus de la fusion partielle du coin du manteau situé sous la plaque chevauchante. La péridotite ne devrait pas entrer en fusion à cette pression et cette température sauf si elle est hydratée. Cette hydratation provient de la lithosphère plongeante.

En s’éloignant de la dorsale, la croûte océanique s’est métamorphisée et les basaltes et gabbros sont devenus des métabasaltes et des métagabbros du faciès « schistes verts » avec des minéraux hydroxylés. En s’enfonçant dans l’asthénosphère la lithosphère plongeante se réchauffe doucement et voit sa pression considérablement augmenter. Ce changement déstabilise alors les minéraux hydroxylés qui se transforment en nouveaux minéraux caractéristiques des faciès « schistes bleus » et « éclogites » vers 50 km de profondeur. Les minéraux formés par métamorphisme (glaucophane, grenat) sont peu hydroxylés : la croûte s’est donc déshydratée. L’eau libérée provoque l’hydratation de la péridotite de la plaque chevauchante.

Les roches magmatiques formées au niveau des zones de subduction ont des compositions chimiques très variées alors qu’elles proviennent toutes de la cristallisation du même magma (issu de la fusion partielle de la péridotite hydratée). Ceci s’explique par 2 phénomènes :

- Lors de la remontée du magma au travers la croûte continentale le magma peut se faire contaminer par celle-ci. Il s’enrichit alors en Silice.

- Lors de son stockage dans la chambre magmatique il y a une cristallisation fractionnée : certains minéraux commencent à se former (ceux qui sont pauvres en silice). Ces minéraux se retrouvent au fond de la chambre magmatique et le magma restant s’enrichit alors en silice.

2°) Les zones de collision

Dans un contexte de convergence, après disparition de la lithosphère océanique, deux lithosphères continentales de même densité peuvent s’affronter : ce phénomène est appelé collision, il donne naissance aux chaînes de montagne.

Dans les chaînes de montagne, en surface, on observe des déformations dans les roches sédimentaires : plis, failles inverses, chevauchement et nappe de charriage.

Ces déformations visibles en surface traduisent des forces de compression qui se sont appliquées sur les roches.

Grace aux profils ECORS on observe :

-que la profondeur du Moho est beaucoup plus importante sous les chaînes de montage : il y a une racine crustale

(racine de la croûte)

- L’empilement d’écailles crustales.

Ceci traduit un raccourcissement horizontal et un épaississement vertical des structures géologiques formant ainsi les reliefs des chaînes de montagne.

Bilan en schémas