Naissance et développement des plaques lithosphériques

1.L

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La naissance d’une cellule de convection et la remontée de roches chaudes du manteau (remontée d’asthénosphère) provoquent une tension expansive au sein de la plaque lithosphérique. Si la plaque lithosphérique affectée comporte une croûte continentale, ce phénomène se marque par plusieurs manifestations parallèles :

- Une déformation cassante de la partie supérieure rigide de la lithosphère (partie supérieure de la croûte continentale) qui donne naissance à un graben. Les failles normales qui caractérisent cette déformation s’inclinent en profondeur et deviennent sub-horizontales dans la zone de transition avec la zone ductile étirée (failles listriques).

- Un étirement de la partie inférieure ductile de la lithosphère (partie inférieure de la croûte continentale et partie mantellique) qui conduit à un amincissement de celle-ci et à la remontée de l’asthénosphère.

- Un bombement des bordures du graben suite à la remontée de l’asthénosphère et à la dilatation thermique qui lui correspond. Cette élévation affecte une zone beaucoup plus large que celle

qui est occupée par le graben.

A ce stade correspond actuellement le rift africain (région des grands lacs) et, beaucoup plus près de nous, les fossés du Haut-Rhin et du Bas-Rhin. La formation de ce dernier est marquée par une forte séismicité (qui est notamment à l’origine des tremblements de terre de l’est de la Belgique) et un important volcanisme basaltique qui trouve son origine dans le manteau supérieur (comme l’atteste les inclusions de péridotite arrachées au manteau lors de la remontée du magma).

Les surrections respectives des Vosges et du Massif de la Forêt-Noire de part et d’autre du

graben du Haut-Rhin, et de l’Ardenne-Eifel et du Massif schisteux rhénan de part et d’autre du graben du Bas-Rhin, seraient en relation directe avec la formation de ces fossés et la remontée

asthénosphérique qui en résulte. La formation du massif ardennais, vieux massif constitué de

roches cambro-carbonifères plissées, serait donc directement liée à l’ouverture du graben du Rhin inférieur.

Le processus de division et d’expansion au sein d’une plaque peut être plus ou moins rapide (à l’échelle géologique) et est susceptible de s’interrompre à tout moment. Ainsi, la formation du graben du Rhin a commencé à l’Eocène et a très peu progressé depuis : son expansion a été d’environ 5 km en 50 millions d’années, ce qui donne une moyenne de 0,1 mm/an. Dans le même temps, l’Atlantique s’est ouvert de près de 1.500 km.

Lorsque le processus d’expansion s’interrompt lors du stade rift, la partie supérieure de l’asthénosphère sous-jacente se refroidit lentement (et contribue à l’épaississement de la lithosphère). Le bombement thermique laisse alors la place à une détumescence thermique qui peut provoquer la subsidence de la zone précédemment en élévation. Le Bassin de Paris qui fut une vaste zone subsidente ayant accumulé des dépôts marins méso et cénozoïques qui n’ont pas été plissés postérieurement serait un exemple de ce phénomène : son histoire débute au Permien avec le développement d’une zone d’expansion qui amincit la croûte et se marque par des fossés subsidents. A partir du Mésozoïque, l’expansion s’arrête et est suivie d’une détumescence de toute la zone qui crée un grand bassin subsident. Celui-ci fonctionnera jusqu’à la fin de l’Oligocène, accumulant dans sa partie centrale quelques kilomètres de dépôts mésozoïques et tertiaires, avant de cesser toute activité.

2.S

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L’accentuation de l’étirement se marque par un cisaillement, c’est-à-dire par une vaste déformation cassante (faille) qui conduit à un amincissement de plus en plus important de la lithosphère et qui la sépare finalement en deux parties. La croûte continentale est ainsi de plus en plus amincie et est injectée de produits magmatiques basiques issus de la partie superficielle de l’asthénosphère. Elle laisse progressivement la place à une croûte de type océanique (voir plus loin les modes de formation de celle-ci). La phase de cisaillement peut aussi conduire à la mise à l’affleurement, au fond de la zone affectée par l’étirement (sous eau en raison de sa profondeur), de roches de la partie mantellique de la lithosphère (péridotites), sans aucune croûte à cet endroit.

La mer Rouge, stade d’océan étroit.

La dépression formée est progressivement envahie par la mer, et peut voir le dépôt d’évaporites ou plus généralement, en raison de la profondeur croissante et du renouvellement difficile des eaux, de boues noires riches en matière organique (milieu réducteur). Ce stade est typiquement illustré par la mer Rouge actuelle.

3.S

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La continuation de l’expansion conduit à la formation progressive d’un océan de plus en plus large. La genèse de la croûte océanique résulte de processus complexes qui peuvent être considérés comme résultant de la solidification de magmas issus de la fusion partielle de l’asthénosphère,

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tandis que la formation de la partie inférieure de la lithosphère (la plus importante) peut être considérée comme résultant de la solidification de la partie supérieure de l’asthénosphère. Il est important d’insister sur le fait qu’à tous les stades de la formation des croûtes océaniques les magmas (« basaltiques ») qui sont issus de l’asthénosphère résultent d’une fusion très partielle de celle-ci (quelques pourcents à peine), qui intéresse essentiellement les minéraux les moins basiques par rapport aux olivines (pyroxènes et plagioclases par exemple) et une partie seulement de ces dernières. Les magmas qui composent la croûte océanique ont donc une composition beaucoup

moins « basique » que la péridotite qui leur a donné naissance.

4. L