ST-C : La dynamique des enveloppes internes

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LMB BCPST1C cours Y. Esnault ST-C-3 : « La géodynamique de la lithosphère»

ST-C : La dynamique des enveloppes internes

3 : La géodynamique de la lithosphère

a) Les plaques lithosphériques : définition, délimitation

Après avoir considéré les mouvements verticaux de la lithosphère, en lien avec le modèle de l’équilibre isostatique, restons en surface pour découvrir les mouvements horizontaux associés à la convection mantellique. Car il faut bien une branche horizontale dans une cellule de convection.

La sismicité est l’une des caractéristiques qui font de la Terre une planète active. La Lune, par exemple, présente une activité sismique presque nulle, et celle de Mars, en cours d’exploration, semble modeste. Or les séismes ne se répartissent pas également à la surface de la Terre. Ils se concentrent le long de lignes qui délimitent de grands ensembles de lithosphère : les plaques lithosphériques. Par définition, une plaque est un ensemble de lithosphère qui ne se déforme pas, sauf à ses frontières. On ne s’attend donc à avoir des séismes au milieu d’une plaque, sauf exception¹. En effet, un séisme résulte d’une lente accumulation de contraintes par une déformation due au mouvement des plaques (phase intersismique) et constitue lui-même une déformation instantanée (relire le chapitre ST-B si cela n’est pas clair).

1 Il y en a, bien sûr, car la déformation aux frontières peut parfois se répercuter à l’intérieur de la plaque par le jeu de grandes failles ; et il y a aussi une sismicité associée aux points chauds. Mais il y en a peu.

Savoirs visés

Les mouvements lithosphériques sont modélisés par le déplacement de plaques (coquilles rigides) à la surface de la Terre.

Une marge active montre des signatures géomorphologiques, géophysiques et pétrologiques.

Les dorsales sont l’expression en surface des remontées du système convectif et permettent la création de croûte océanique.

La subduction de la lithosphère océanique est liée à son évolution thermomécanique et participe à la dynamique interne au sein du système convectif.

Le volcanisme actuel ou récent s’observe dans des environnements géodynamiques variés, principalement aux frontières de plaques convergentes (zones de subduction) et divergentes (zones d’accrétion) mais aussi en domaine intraplaque.

Les anomalies magnétiques résultent de la fossilisation du champ magnétique par les basaltes lors de la mise en place de la croûte océanique.

Capacités exigibles

 Exploiter des données GPS pour caractériser le mouvement des plaques à la surface de la Terre.

 Identifier les indices de structure et de fonctionnement d’une marge active.

 Relier le magmatisme de dorsale et les anomalies magnétiques.

 Démontrer les causes thermogravitaires de la subduction.

 Relier diverses données permettant de discuter de la diversité des subductions : pendage du panneau plongeant, états des contraintes (compression ou extension), vitesse, âge de la lithosphère, volcanisme, ...

 Relier les conditions d’apparition des magmas aux confrontations géotherme/solidus.

 Exploiter les cartes de fonds océaniques pour estimer les taux d'accrétion.

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Certaines de ces frontières de plaques courent dans les océans, sur l’axe des dorsales médio- océaniques ; elles sont associées à des séismes nombreux, superficiels (foyers à moins de 60 km de profondeur) et de faible magnitude. C’est la grande majorité des séismes. Parfois, cette sismicité superficielle se prolonge sur un continent, comme le long du grand rift est-africain.

Le long d’autres frontières de plaques, on observe des séismes plus profonds. Ils sont associés à des zones de subduction et à des zones de collision (chaînes de montagnes) où se produit une forme de subduction, continentale. Les zones de subduction sont également soulignées par la répartition des volcans. Attention, tous les volcans ne s’alignent pas sur des frontières de plaques (voir plus loin).

Enfin, sur certaines frontières de plaques, les séismes ne sont associés ni à des dorsales, ni à des rifts, ni à des zones de subduction, ni à des chaînes de montagnes. Nous verrons qu’il s’agit de frontières de plaques le long desquelles les plaques coulissent.

On distingue une douzaine de grandes plaques lithosphériques, et davantage de petites. Cela vaut la peine de retenir les noms et les limites des grandes². Certaines sont entièrement océaniques (Pacifique, Nazca), la plupart des autres comprennent à la fois de la lithosphère continentale et océanique (Eurasie, Afrique). Certaines plaques, comme la plaque Afrique, sont limitées sur presque tout leur pourtour par des dorsales ; d’autres, seulement par des zones de subduction (Philippines), mais pour la plupart des autres, on trouve à la fois des dorsales et des zones de subduction/collision ou de coulissage aux frontières. Dans l’Atlantique, il n’y a presque pas de zones de subduction ³ et les marges océaniques sont donc passives, alors que dans le Pacifique, les zones de subduction (marges actives) abondent. Prenez le temps de voyager par la pensée, de vous familiariser avec la carte des plaques, en révisant votre géographie au passage : ce sera un bonus lors de l’épreuve et vous gagnerez du temps et de l’assurance.

b) Cinématique instantanée des plaques

Pourquoi cette sismicité, ces déformations, aux frontières des plaques ? La réponse est simple : les plaques se déplacent les unes par rapport aux autres ! Ceci avait été compris dès le milieu du XX^e

siècle par le météorologue Alfred Wegener qui avait proposé, sans succès, sa théorie de la « dérive des continents ». Il a fallu attendre les années 1960 pour que cette idée s’impose et trouve sa place dans un cadre théorique plus vaste, intégrant de multiples faits : la tectonique des plaques.

L’étude des mouvements des plaques est la cinématique. La technique moderne nous permet de les mesurer directement, en moyennant le déplacement sur quelques années seulement : c’est la cinématique instantanée (car à l’échelle des temps géologiques, une durée de quelques années est bien « instantanée »). En effet, nous disposons de deux systèmes concurrents de géolocalisation : l’américain GPS (Global Positionning System) et l’européen Galileo. Ils fonctionnent sur le même principe. Dans le cas de Galileo, on a une constellation de 24 satellites, sur 3 orbites différentes, de sorte que tout point de la Terre est en vue d’au moins 3 satellites. Grâce à son horloge atomique embarquée hyperprécise (1 seconde de décalage tous les 2,5 millions d’années !), le satellite émet un signal du type « j’ai émis à telle heure » qui est reçu par une balise au sol. Le décalage entre les heures d’émission et de réception est le temps de trajet. Comme le signal radio voyage à la vitesse de la lumière, en divisant par cette vitesse, on obtient la distance satellite-balise. En recevant 3 satellites, on peut connaître la position ; en en recevant 4, on peut préciser l’altitude. La précision de base est de 4 m. Toutefois, pour les applications géophysiques, la précision est d’ordre millimétrique !

2 Les principales, dans l’ordre alphabétique : Afrique, Amérique du Nord, Amérique du Sud, Antarctique, Arabie, Australie*, Eurasie, Inde, Nazca, Philippines, Somalie* (celles marquées par * ne sont pas complètement individualisées). Mais il existe de très nombreuses petites plaques. Plus on zoome, plus c’est complexe et plus on subdivise les plaques : le postulat d’une plaque indéformable devient une approximation de plus en plus grossière.

3 A part aux Antilles et aux îles Sandwich du Sud.

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Les vitesses horizontales et verticales sont mesurées par rapport à un système géodésique (ITRF : International Terrestrial Reference Frame). Il s’agit d’un référentiel absolu, lié aux positions des satellites, à l’axe de la Terre et aussi aux étoiles. Par exemple, dans ce référentiel, nous (en région parisienne) et la région de la plaque eurasienne qui nous porte avons un déplacement de 2,3 cm par an vers le Nord-Est. Pour connaître le déplacement des plaques, on implante des milliers de balises Galileo ou GPS dans les endroits les plus reculés du monde. Dans le cas des régions océaniques, on profite des rares îles présentes pour avoir un vecteur vitesse. Sur les continents, la densité des balises et donc des vecteurs vitesse est bien sûr plus grande, et les mouvements sont donc connus avec une plus grande précision.

c) Mouvements relatifs des plaques et types de frontière

Connaissant les vecteurs vitesse des différentes plaques dans le référentiel absolu, on peut en déduire leurs mouvement relatifs ; c’est-à-dire prendre une plaque comme fixe et retrouver le mouvement relatif de toutes les autres par rapport à elle. Pour deux plaques adjacentes dont on connait les vecteurs vitesse près de leur frontière dans le référentiel absolu, il suffit de soustraire le vecteur vitesse de la plaque prise comme fixe au vecteur vitesse de la plaque voisine. Trois cas de figure peuvent alors se produire: soit les deux plaques convergent (elles se rapprochent), soit elles divergent (elles s’éloignent), soient elles coulissent (ne se rapprochent ni ne s’éloignent). Voyons ces 3 situations en détail, et la nature des frontières de plaques qui leur correspondent.

Deux plaques divergent lorsque leurs vecteurs vitesse pointent dans des directions opposées, en tournant le dos à la frontière de plaques… Ceci est évident, mais attention ! Elles divergent aussi lorsque les vecteurs vitesse sont orientés dans le même sens, mais que ceux de la plaque située « à l’avant » du mouvement sont plus grands que ceux de la plaque « à l’arrière ». Tout comme vous vous éloignez, sur l’autoroute, d’une voiture qui roule devant vous à plus grande vitesse. Une divergence est associée à des contraintes extensives. Les frontières divergentes correspondent aux dorsales, structures où a lieu l’accrétion océanique, ou bien aux rifts, zones d’extension où la lithosphère continentale se « déchire »⁴. Les failles associées sont des failles normales.

Deux plaques convergent lorsque leurs vecteurs vitesse pointent l’un vers l’autre, vers la frontière de plaques… mais aussi lorsqu’ils sont orientés dans le même sens, mais que ceux de la plaque située « à l’arrière » du mouvement sont plus grands que ceux de la plaque « à l’avant ». Tout comme vous vous rapprochez, sur l’autoroute, d’une voiture qui roule devant vous à plus faible vitesse… pour finir par l’emboutir ! Une convergence est associée à des contraintes compressives. Les frontières convergentes correspondent aux zones de subduction et aux zones de collision⁵ (qui correspondent à la difficile subduction de lithosphère continentale). Les failles associées sont des failles inverses, nommées chevauchements lorsqu’elles sont très plates.

Enfin, deux plaques coulissent lorsque leurs vecteurs vitesse sont parallèles entre eux, et parallèles à la frontière de plaques. Ils peuvent être orientés en sens opposés, ou dans le même sens.

La frontière de plaque est alors une faille coulissante, une faille décrochante, ou tout simplement un décrochement⁶. Si, lorsque vous vous tenez face à la faille, le compartiment de droite vient vers vous tandis que celui de gauche s’éloigne, alors le décrochement est dextre ; si c’est l’inverse, il est sénestre.

Contrairement aux frontières divergentes et convergentes, il n’y a ni création, ni disparition de lithosphère ici. Lorsque la faille a un tracé « en baïonnette », le jeu de la faille au niveau de ce coude fait apparaitre, soit des reliefs, soit un bassin (dit en « pull apart »).

4 Exemples de rifts français : le fossé rhénan (Alsace), le fossé bressan, les Limagnes ; et dans le Monde, la région de l’Afar qui délimite la « corne de l’Afrique ».

5 Les Alpes et l’Himalaya sont des exemples de chaînes de collision.

6 Exemples : la célèbre faille de San Andreas en Californie ; la faille du Levant au proche Orient, de la mer Rouge à la Turquie ; la grande faille de Sagaing en Birmanie.

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d) Géométrie sphérique : pôles eulériens et rotation des plaques

Les plaques sont des morceaux de surface sphérique (elles ont bien sûr une épaisseur mais négligeons la ici) et leurs déplacements se font donc dans le cadre d’une géométrie sphérique. Pensez par exemple à la calotte sur la tête sphérique du pape, ou à une kippa, ou encore à une lentille de vue sur la cornée de votre œil sphérique.

Lorsqu’on rajuste la calotte ou la lentille, elles décrivent un mouvement à la surface de la sphère (votre tête, votre œil). Plantons un compas⁷ dans ou hors de la calotte et attachons l’autre branche à la calotte : on lui fait alors décrire un mouvement circulaire à la surface de la sphère, centré sur la pointe du compas. Il en va de même pour les plaques. Tout se passe comme si chacune tournait autour d’un point nommé pôle eulérien⁸, auquel elle serait reliée par un axe rigide (ce qui n’est bien sûr pas le cas). Il faut alors composer avec les mouvements de rotation de toutes les plaques⁹. Le pôle eulérien de la rotation d’une plaque n’est pas nécessairement sur cette plaque, il peut en être éloigné ! Par exemple, celui de la plaque Amérique du Nord se trouve approximativement aux Galápagos…

Une première conséquence est que tous les points d’une plaque ont la même vitesse angulaire (par définition, sinon il y aurait déformation) mais que tous n’ont pas la même vitesse linéaire, ni en direction, ni en norme. Si vous êtes au bord du manège, votre vitesse tangentielle est plus grande qui si vous êtes près du centre. Autre conséquence, les frontières le long desquelles la plaque coulisse (failles transformantes par exemple) sont nécessairement perpendiculaires à la direction du pôle eulérien (comme l’est le trait d’un compas par rapport à la direction de la pointe). Vous pouvez ainsi estimer grossièrement la position du pôle eulérien en cherchant où se recoupent des droites perpendiculaires aux failles transformantes qui tronçonnent une dorsale.

e) Cinématique finie

Alfred Wegener, dans les années 1930 avait déjà imaginé que les continents « dérivent ».

Toutefois, il n’avait pas d’idée du mécanisme d’une telle dérive. Alors que les géologues étaient majoritairement hostiles à cette théorie, Arthur Holmes, dans les années 1960, reprend l’idée de Wegener, et propose que le mouvement horizontal de la croûte (continentale, mais aussi océanique) soit la traduction en surface de cellules de convection mantelliques. Harry Hess reprend et développe un aspect de l’idée de Holmes : celle d’une création continue de lithosphère océanique au niveau des dorsales. Pour compenser cette expansion océanique, il faut supposer une disparition du plancher océanique dans le manteau, qu’il est logique de situer au niveau des fosses océaniques.

La théorie de Hess prédit que plus l’on s’éloigne de l’axe d’une dorsale, d’un côté ou de l’autre, plus on trouve des âges importants pour le plancher océanique fait de basalte. Il restait à le prouver ; or le carottage de la croûte océanique, à 4000 mètres de fond et sous une épaisse couche de sédiments, est très délicate et très chère : impossible de multiplier les points de datation !

La solution est venue de la magnétométrie : la mesure du champ magnétique rémanent dans le basalte, qui contient des minéraux ferromagnétiques. Lorsque du magma basaltique refroidit et se solidifie pour donner du basalte, la roche nouvellement formée enregistre l’orientation du champ magnétique existant à ce moment-là¹⁰ : on forme un aimant. Ce paléomagnétisme peut être enregistré par un magnétomètre, sous la forme d’un petit écart au champ magnétique actuel.

7 C’est violent !

8 En l’honneur du grand mathématicien suisse Leonhard Euler qui a décrit cette géométrie sphérique.

9 Le référentiel « absolu » ITRF est d’ailleurs un référentiel « sans rotation nette » (no net rotation, NNR) des plaques, c’est-à-dire qu’il est tel que le moment angulaire total de toutes les plaques est nul : ∑ Ri∧Vi = 0.

10 Plus en détail : dans un matériau ferromagnétique comme la magnétite (minéral de formule Fe3O4, présent dans le basalte), le spin des électrons du fer s’oriente selon le champ magnétique, et conserve cette orientation lorsqu’on descend en dessous de la température de Curie (de 580°C pour la magnétite).

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Dans les années 1960, plusieurs campagnes de magnétométrie ont couvert les dorsales médio- océaniques. Les magnétomètres étaient embarqués dans des avions, traînés en surface à l’arrière des bateaux ou, mieux, chalutés en profondeur près du plancher océanique. Les relevés sur des transects perpendiculaires à l’axe de la dorsale ont bien montré de légers écarts¹¹ positifs et négatifs au champ magnétique moyen : les fameuses anomalies magnétiques.

On savait déjà à cette époque que le champ magnétique terrestre est capable de s’inverser au cours du temps¹². De très nombreuses inversions ont eu lieu au cours des temps géologiques, la dernière s’étant produite il y a moins d’un million d’années. Nous vivons, par convention, dans une période dite normale¹³ ; elle a succédé à (et sera suivie par) une période inverse, durant laquelle votre boussole pointerait vers le sud. Sur les continents, ces inversions sont datées (par datation relative et absolue des coulées de lave) et sont placées dans une échelle magnétostratigraphique des temps géologiques. Les anomalies positives correspondent aux périodes normales (le petit moment magnétique fossile étant orienté dans le sens du champ global actuel et s’y ajoutant) et les anomalies négatives aux périodes inverses (le moment magnétique fossile se retranchant au champ global). En plaçant les anomalies magnétiques de l’océan dans l’échelle magnétostratigraphique, on les date.

Dans le cas de l’océan, un calibrage est toutefois nécessaire : il est obtenu grâce aux coûteux forages en pleine mer. On remonte des carottes de sédiments océaniques dont la base atteint le plancher basaltique. Ceci permet de dater de façon biostratigraphique, c’est-à-dire à l’aide de microfossiles¹⁴, les sédiments situés juste au-dessus des basaltes (et donc quasiment contemporains).

Cette datation parallèle montre un bon accord avec l’échelle magnétostratigraphique, ce qui permet de poursuivre avec les seules campagnes magnétométriques, bien moins coûteuses.

Ce moyen de datation était en soi fort intéressant, mais les relevés magnétométriques ont montré davantage. Les géologues Frederick Vine et Drummond Matthews affirment en 1963 que les anomalies magnétiques du fond de l’océan montrent un profil de bandes à peu près symétriques de part et d’autre de l’axe de la dorsale (en « peau de zèbre »), les plus âgées étant les plus écartées de l’axe. Ils expliquent cette symétrie en faisant des dorsales le lieu de l’accrétion du plancher de l’océan : lors d’une inversion du champ magnétique, les basaltes du plancher océanique, formés simultanément de part et d’autre de à l’axe de la dorsale, « enregistrent » la nouvelle orientation du champ en bandes parallèles à l’axe de la dorsale. La poursuite de l’accrétion entraine l’écartement progressif des basaltes selon une direction globalement perpendiculaire à l’axe de la dorsale.

En mesurant la distance d’une anomalie d’âge connu à l’axe de la dorsale, on calcule une vitesse d’écartement. Le double de cette vitesse est la vitesse d’ouverture (ou d’accrétion) océanique¹⁵, qui est aussi la vitesse de l’une des plaques par rapport l’autre. La direction du mouvement est donnée par l’orientation des bandes d’anomalies magnétiques et par celle des failles transformantes.

Cette découverte a constitué la première démonstration expérimentale du mouvement des plaques (pas de GPS dans les années 1960…). Toutefois, les mouvements mesurés ne sont pas ceux,

« instantanés », qu’indiquent nos balises GPS modernes, mais plutôt les mouvements moyens sur plusieurs millions d’années. Or les mouvements des plaques peuvent changer au cours des temps géologiques. On parle de cinématique finie.

11 Quelques centaines de nanoteslas (nT), s’ajoutant ou se retranchant à un champ magnétique moyen de 25 000 à 65 000 nT, selon l’endroit où l’on se trouve à la surface de la Terre.

12 Ceci est dû à des changements dans les mouvements de convection du fer liquide dans le noyau externe et à

« l’entortillement » des lignes de champ magnétique. Les mécanismes sont mal compris, dans la mesure où nous n’avons jamais vécu d’inversion pour l’étudier. Selon un modèle, l’inversion prendrait un millier d’années, en passant par un stade chaotique sans champ dipolaire stable.

13 On nomme chron ces périodes de l’échelle magnétostratigraphique. Le chron actuel est nommé Brunhes, le précédent Matuyama. Au sein d’un chron, on enregistre des épisodes d’inversion plus brefs, les sous-chrons.

14 Fossiles des minuscules organismes planctoniques dont les tests forment les sédiments océaniques : foraminifères, radiolaires, diatomées…

15 On la trouve aussi directement en mesurant la distance entre anomalies de même âge sur les 2 plaques.

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Il est donc possible de retrouver les vitesses de divergence des plaques au niveau des dorsales sur plusieurs millions d’années (vitesses relatives). Celles calculées sur les 3 derniers millions d’années sont en général en bon accord avec les vitesses instantanées trouvées grâce au GPS. En revanche, il n’est pas possible de retrouver directement les vitesses de convergence¹⁶ ou de coulissage : par exemple, comment savoir quelles anomalies ont disparu par subduction au cours d’un temps donné ? On peut construire de proche en proche un modèle de vitesses où les vitesses de convergence et de coulissage sont calculées pour « fermer » le système (à surface constante). Reste la question du référentiel, puisqu’on part de vitesses relatives (une plaque par rapport à une autre). On peut bien sûr considérer une plaque comme fixe (le plus souvent, l’Eurasie) et exprimer la vitesse de toutes les autres plaques par rapport à elle ; mais les géologues privilégient un référentiel « absolu », relatif au manteau profond.

Les modèles cinématiques sont construits avec une contrainte, celle de l’absence de rotation nette (No Net Rotation, NNR) de la lithosphère globale par rapport au manteau profond.

Mathématiquement, cela signifie que la somme des moments angulaires de toutes les plaques doit être nulle : ∑ Ri∧Vi = 0. Le modèle NNR-NUVEL-1 satisfait cette condition et a été longtemps employé en tectonique des plaques. Un autre référentiel est celui des points chauds, dont on analyse les

« traces » (volcans) sur les plaques. En première approximation, on considère que les points chauds sont fixes les uns par rapport aux autres, et ancrés dans le manteau profond, donc non sensibles aux courants de l’asthénosphère. Lorsqu’on compare les vitesses des plaques dans le référentiel NNR- NUVEL-1 et celles dans le référentiel des points chaud, on note un bon accord, à condition d’introduire un mouvement de dérive de l’ensemble de la lithosphère vers l’Ouest¹⁷ !

Dans ce modèle NNR-NUVEL-1, on note que certaines plaques se déplacent rapidement, comme les plaques Pacifique ou Nazca, d’autres lentement comme Eurasie ou Antarctique. Les deux premières sont des plaques purement océaniques, et bordées par des zones de subduction.

f) Les dorsales, lieux de la création de la lithosphère océanique

Penchons-nous à présent sur les frontières de plaque en divergence : rifts et dorsales. Les dorsales sont des « montagnes sous la mer » : en effet, elles culminent à 2500 m de profondeur environ, soit 2500 m plus haut que les plaines abyssales vers lesquelles on descend de part et d’autre de l’axe de la dorsale (avec une pente très douce). Les dorsales sont en général médio-océaniques, comme la dorsale médio-Atlantique, mais sont parfois excentrées dans le bassin océanique, comme la dorsale Est-Pacifique. Si l’on excepte les petites dorsales des bassins arrière-arc, elles sont toutes connectées et forment un système linéaire continu de près de 70 000 km.

Si les dorsales apparaissent nettement en bathymétrie, elles ont également une signature thermique très claire : en effet, la lithosphère océanique a une épaisseur minimale à l’axe de la dorsale, lieu de la création de la croûte océanique, et l’asthénosphère chaude (toit à 1300°C, par définition) est donc toute proche de la surface. La lithosphère océanique s’épaissit progressivement à mesure qu’on s’éloigne de l’axe et que le refroidissement abaisse l’isotherme 1300°C, créant du manteau lithosphérique aux dépends de l’asthénosphère. Le flux de chaleur, inversement proportionnel à l’épaisseur de la couche isolante que constitue la lithosphère, est donc maximal à l’axe de la dorsale¹⁸ (de l’ordre de 120 mW.m^-2) et décroit plus ou moins progressivement de part et d’autre (en quelques centaines de kilomètres pour la dorsale Atlantique, en plus d’un millier de kilomètres pour la dorsale Est-Pacifique.

16 Les « mécanismes au foyer » des séismes dans les zones de subduction donnent au moins la direction du mouvement, mais il s’agit là du vecteur vitesse instantané, pas de celui d’il y a 3 M.A.

17 De 0,5 à 1,5 ° par million d’années.

18 Souvenez-vous qu’au flux conductif s’ajoute un transfert convectif de chaleur très efficace à proximité de l’axe de la dorsale : la circulation hydrothermale.

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Le relief et le flux de chaleur qui caractérisent la dorsale s’expliquent de la même façon : il y a une remontée de l’asthénosphère sous l’axe de la dorsale, qui est donc l’aboutissement d’une branche verticale, ascendante, de la convection mantellique. Toutefois, cette branche convective, contrairement à celles des points chauds, est très superficielle : la tomographie sismique révèle des anomalies lentes (matériel anormalement chaud) qui sont peu marquées et ne dépassent pas les 100 km de profondeur. La convection ne concerne donc ici que le sommet du manteau supérieur.

Ce soulèvement à l’axe de la dorsale a une implication mécanique. La gravité va en effet agir sur la portion surélevée des deux plaques, près de l’axe de la dorsale, en les faisant glisser vers l’extérieur sur l’asthénosphère ductile (effet « toboggan »). Cette « poussée à la ride » est l’un des moteurs de la tectonique des plaques, mais les spécialistes débattent de son importance réelle. Tous s’accordent à dire qu’elle est moins importante que la traction de la plaque plongeante (s’il existe une zone de subduction), autre mécanisme gravitaire et principal moteur de la tectonique des plaques (voir plus loin). En revanche, les flux d’asthénosphère sous la lithosphère, initialement suggérés comme moteur des plaques, ne semblent pas avoir d’effet d’entrainement notable.

Ces deux mécanismes (poussée à la ride et traction de la plaque plongeante) créent des contraintes extensives à l’axe de la dorsale, à l’origine de la divergence. Cela se manifeste par des failles normales, visibles dès le stade précoce de déchirure continentale, avant même la formation d’une dorsale : dans un rift, la croûte continentale est amincie par des failles normales qui la découpent en gradins et font descendre des blocs, créant un fossé d’effondrement ou graben¹⁹. L’amincissement de la lithosphère (le manteau lithosphérique est aminci en même temps que la croûte faillée) fait remonter l’asthénosphère sous l’axe du rift par isostasie. Cette remontée de l’asthénosphère diminue la pression sur la roche mantellique, ce qui provoque sa fusion partielle. De nombreuses manifestations de volcanisme ponctuent donc le rift.

Dans le cas des rifts français (Limagne, fossé rhénan..), cela s’est arrêté à ce stade. Mais si la divergence se poursuit, le rift s’élargit, et la production continue de magma finit par former une croûte d’une nature nouvelle, basaltique en surface et gabbroïque en profondeur : une croûte océanique.

C’est l’océanisation, et l’on a désormais affaire à une dorsale. Ainsi le grand rift est-africain, dans sa partie nord, est très proche de l’ouverture océanique, déjà réalisée dans la mer Rouge toute proche.

L’ajustement isostatique de cette nouvelle lithosphère océanique fait descendre le rift océanisé en dessous du niveau de la mer²⁰ (si ce n’était pas déjà arrivé au stade du rift). L’eau a tôt fait d’envahir cette dépression, pour donner un nouveau bras de mer. Si la divergence se poursuit, il s’élargira en un véritable océan. Mais une collision, à l’autre bout de la plaque, peut stopper la divergence…

Le fonctionnement d’une dorsale rapide

Une dorsale est le lieu d’une activité magmatique : du magma y donne des roches volcanique (basalte) et plutonique (gabbro). Voyons quelques détails du fonctionnement d’une dorsale. Le manteau asthénosphérique qui remonte sous l’axe de la dorsale commence à fondre partiellement à quelques dizaines de kilomètres de profondeur. Des « gouttes » de magma remontent par contraste de densité (poussée d’Archimède).

Sous une dorsale rapide comme la dorsale Est-Pacifique, ces petits ruisseaux de magma alimentent une chambre magmatique de section triangulaire d’une vingtaine de kilomètres de large, à quelques kilomètres seulement sous le sommet de la dorsale. En réalité, il y aurait seulement 2 lentilles de magma franchement liquide, à la base et au sommet de la chambre ; le reste de la chambre étant occupé par une « bouillie à grumeaux », mélange de liquide et de cristaux.

19 Evidemment, les contraintes extensives ne sont pas dues à la poussée à la ride à ce stade puisque la dorsale n’existe pas encore ; mais dues à un changement local des contraintes, lié par exemple à l’initiation d’une subduction à l’autre bout de la plaque, à un changement dans le mouvement de la plaque, à l’initiation d’un point chaud…

20 C’est le cas de certaines zones de l’Afar, comme la dépression de Danakil, 125 m sous le niveau de la mer.

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Des minéraux cristallisent près du toit et des bords latéraux de la chambre, là où le magma refroidit. Ces cristaux sédimentent au fond de la chambre pour donner un cumulat, le gabbro lité, avec ses couches alternés de cristaux clairs et sombres. Au contraire, au sommet de la chambre, le refroidissement du magma donne du gabbro massif, isotrope.

Du magma s’injecte vers le haut à travers des fractures de la croûte préexistante. S’il refroidit avant d’atteindre la surface, cela donne des basaltes en filons. S’il atteint le plancher de l’océan et rencontre l’eau froide, cela donne des basaltes en coussins²¹. Ces basaltes, nommés MORB (pour Mid Oceanic Ridge Basalts) forment le fond des océans et des mers marginales. Ils représentent 75 % de la production mondiale de magma soit 3 km³/an²². C’est à la fois beaucoup et peu, puisque c’est moins que la production d’une seule éruption ultra-plinienne (éruptions volcaniques colossales heureusement peu fréquentes).

Les vitesses d’accrétion diffèrent grandement parmi les différentes dorsales (ou en différents points d’une même dorsale) : de près de 20 cm/an à moins de 2 cm/an. On oppose, pour simplifier, deux types de dorsales :

 Dorsales rapides : vitesses d’accrétion > 8 cm/an

 Dorsales lentes : vitesses d’accrétion < 4 cm/an

Ces deux vitesses de fonctionnement recouvrent des morphologies différentes :

 Dorsales rapides larges et peu pentées, avec une forme de dôme, ou un rift peu marqué.

 Dorsales lentes plus étroites et pentées, avec une vallée axiale (rift) profonde et bien marquée Enfin, dorsales rapides et lentes montrent des structures différentes :

 Les dorsales rapides présentent une chambre magmatique détectable en sismique, et on a la structure continue gabbros lités-gabbros isotropes-basaltes présentée plus haut.

 Les dorsales lentes ne montrent pas de grande chambre magmatique. Les ophiolithes correspondant à ces dorsales montrent seulement de petites lentilles de gabbro. L’arrivée du magma est discontinue.

g) Les zones de subduction, lieu de disparition de la lithosphère

Dans le modèle de la tectonique des plaques, la subduction est indissociable de l’accrétion océanique : si de la lithosphère océanique est créée en continu au niveau des dorsales, il est nécessaire qu’elle disparaisse quelque part au même rythme, sans quoi la surface terrestre augmenterait. Cette idée d’une création-destruction continuelle de croûte océanique explique un fait remarquable : il n’existe pas de croûte océanique plus vieille que le Jurassique, alors que sur les continents, on connaît des roches presque aussi anciennes que la Terre.

Le plongement de la lithosphère dans l’asthénosphère sous-jacente est facilité par le fait qu’en vieillissant, donc en refroidissant, elle devient plus dense. L’image d’un radeau est adéquate : le manteau lithosphérique (3,3), légèrement plus dense que l’asthénosphère (3,23), joue le rôle de lest ; tandis que la croûte peu dense (2,9) joue le rôle d’un flotteur. Le manteau lithosphérique devient de plus en plus épais, alors que la croûte ne change plus d’épaisseur après sa formation à l’axe de la dorsale. Si l’on augmente le lest sans augmenter le flotteur, le radeau flotte de moins en moins bien...

et finit par couler. Ceci est en théorie possible pour toute lithosphère âgée d’au moins 10 millions d’années et épaisse d’au moins 40 km (sa densité est alors égale à celle de l’asthénosphère). Dans les faits, les plaques plongeantes si jeunes sont rares. On parle parfois de subduction « forcée » pour des plaques jeunes et chaudes, et de subduction spontanée pour des plaques vieilles et froides.

21 Ou « en oreillers » : pillow lava. Le contact de la coulée de lave avec l’eau de mer à 4°C produit une trempe instantanée à la périphérie, et donc une croûte vitreuse, tandis que le cœur resté chaud exerce une pression qui déforme cette croûte. Cela produit ces étranges formes en boudins, coussins, oreillers…

22 Petit calcul pour retrouver ce résultat : 60 000 km de dorsales produisent une croûte basaltique épaisse d’environ 1 km au taux moyen de 6 cm/an ; soit un volume moyen de 60 000 x 1 x 6.10^-5 = 3,6 km³/an.

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Le poids de la lithosphère qui plonge dans l’asthénosphère (et souvent plus bas, dans le manteau inférieur) exerce une force de traction sur le reste de la plaque qui n’a pas encore plongé. Cette traction de la plaque plongeante (slab pull), supérieure à la poussée à la ride, est le principal moteur du mouvement des plaques (lorsqu’elles ont une frontière en subduction). Les plaques en descente dans le manteau correspondent à la branche froide, descendante de la convection (cf. ST-C-1).

Caractéristiques des zones de subduction

Les zones de subduction sont identifiables par plusieurs caractéristiques, qui ne sont pas toujours toutes présentes. Nous allons les lister en prenant l’exemple d’une zone de subduction, celle des Mariannes (plaque Pacifique sous plaque Philippines) :

 Une fosse océanique, à l’endroit où l’une des plaques plonge sous l’autre. Dans le cas des Mariannes, la profondeur de cette fosse atteint 11 km pour une largeur de quelques dizaines de km seulement : c’est le point le plus profond sur Terre.

 Un arc volcanique, alignement de volcans selon une ligne courbe le plus souvent. Dans le cas des Mariannes, cet arc se développe sur de la lithosphère océanique (plaque des Philippines) en arrière de la fosse et consiste donc en un chapelet de petites îles volcaniques et de monts volcaniques sous-marins : on parle alors d’arc insulaire. Dans le Pacifique, ces arcs sont retrouvés sur presque tout le pourtour de l’océan, à l’Est (côte Ouest de l’Amérique), au Nord (Aléoutiennes) et à l’Ouest (des Kouriles aux Tonga) : c’est la fameuse « ceinture de feu » péripacifique. Les volcans peuvent aussi se développer sur de la lithosphère continentale (arc continental, comme au Japon ou dans les Andes). Comme vous l’avez vu au lycée, ce magmatisme est dû à la plaque plongeante, mais ce n’est pas elle qui fond²³ : la déshydratation de la plaque plongeante²⁴ libère de l’eau dans le manteau sus-jacent, ce qui provoque sa fusion partielle. Le magma remonte et se stocke dans des chambres magmatiques à la base et dans la croûte ; une partie²⁵ atteint la surface et donne du volcanisme.

 Un bassin arrière-arc, c’est-à-dire un petit océan marginal qui s’ouvre en arrière de la subduction, avec présence d’une dorsale. Ceci résulte de courants asthénosphériques en contexte extensif, comme c’est parfois le cas en arrière de l’arc (voir plus loin). Dans le cas des Mariannes, ce bassin ne fait que quelques centaines de km de large.

 Une répartition caractéristique des séismes : il y a présence de séismes profonds sous la plaque chevauchante (plus de 300 km) et les foyers sont d’autant plus profonds que l’on s’éloigne de la fosse vers l’arrière. Cet approfondissement des foyers dessine un « plan » (parfois une surface courbe) caractéristique, le plan de Wadati-Benioff. Ce plan correspond à l’enveloppe du sommet de la plaque plongeante. Les séismes sont dus au frottement de la plaque plongeante avec la marge, à la rupture locale de la plaque soumise à une flexion et, pour les séismes profonds, à des transitions de phase dans la lithosphère plongeante lorsque la pression dépasse une certaine valeur.

Marge active, marge passive

Lorsque de la lithosphère océanique plonge sous un continent (cas particulier de subduction), on a une marge active. Il est important de bien la distinguer d’une marge passive, où l’on a une transition de la croûte continentale vers la croûte océanique en continuité, et donc pas de changement de plaque. Voici les indices géomorphologiques, géophysiques et pétrologiques qui peuvent permettre de distinguer marges passives et actives.

23 Sauf dans de rares cas, lorsque la plaque qui plonge est anormalement chaude : les laves issues de la fusion partielle du basalte de la croûte plongeante sont nommées adakites.

24 Par déstabilisation des minéraux hydroxylés de la croûte et du manteau serpentinisé lorsque la pression s’accroît.

25 Le reste du magma, qui refroidit en profondeur, donne des roches magmatiques.

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 Fosse : elle peut permettre de distinguer une marge active d’une marge passive, qui n’en montrera jamais. Mais la fosse est parfois comblée par un prisme d’accrétion, résultat de l’accumulation des sédiments océaniques raclés par la marge. Ces sédiments ne descendent pas avec le reste de la plaque et s’empilent « par le bas » (sous-placage), au point dans certains cas d’émerger. La subduction est parfois complètement invisible dans la bathymétrie.

 Volcanisme calco-alcalin : la présence d’un arc volcanique est un bon critère, mais il faut faire attention car certains volcans (ceux des points chaud) n’ont pas de rapport avec une subduction, et certains secteurs de la subduction peuvent ne pas avoir de volcans. Les volcans des zones de subduction ont certaines caractéristiques, il s’agit en général de volcans « gris », au dynamisme explosif. Leurs laves s’inscrivent dans la série calco-alcaline²⁶, dont les termes, du plus basique au plus acide, sont basalte-andésite-dacite-rhyolite (BADR). L’andésite est de loin la lave la plus fréquente, et le basalte est rare. Ces laves portent la signature de l’eau libérée par la plaque plongeante, à l’origine de la fusion partielle du manteau.Du fait de la forte teneur en eau, elles sont riches en minéraux hydroxylés (biotite et amphiboles, ces dernières incorporant calcium et alcalins lors de leur formation, d’où le nom de la série). Le taux de fusion partielle est important (jusqu’à 30%), le magma n’est pas très chaud, mais il est peu visqueux au départ en raison de la présence d’eau. Le dégazage brutal de l’eau près de la surface élève la viscosité lors de l’éruption et explique le dynamisme explosif. Le magma va en outre traverser une grande épaisseur de lithosphère et s’enrichir en Si et incompatibles, ce qui accroit encore sa viscosité.

 Bassin arrière-arc : dans le cas d’une marge active donc d’une subduction océan-continent, le retrait de la plaque plongeante peut créer des contraintes extensives et déchirer le bord de la marge continentale. Il apparaitra alors un étroit bassin océanique en arrière de la subduction. Il vous faudra vérifier qu’il s’agit bien de croûte océanique. Attention, ceci n’arrive pas pour les subductions où l’on comprime à l’arrière (voir plus loin).

 Sismicité : comme on l’a vu, la meilleure preuve qu’on a affaire à une marge active est une sismicité importante sur la marge et la répartition en profondeur des foyers des séismes le long d’un plan de Wadati-Benioff. Attention toutefois, le glissement peut parfois être asismique, et la subduction peut être bloquée sur un tronçon de la zone de subduction, sans séisme enregistré depuis un siècle pour témoigner²⁷. Une marge passive, quant à elle, ne présente pas de sismicité.

 Signature thermique : sous une marge active, la tomographie sismique révèle une anomalie rapide : du matériel qui conduit plus vite les ondes que le manteau à la profondeur considéré, donc plus dense, donc plus froid. Il s’agit de la plaque plongeante, qui descend trop vite (vitesse du même ordre de grandeur que le mouvement des plaques, en cm/an) pour s’équilibrer thermiquement avec son environnement. L’intensité de cette anomalie dépend de la vitesse de descente (plus la plaque descend lentement, plus elle a le temps de s’équilibrer), de l’angle de plongement (plus il est vertical, plus la plaque atteint vite le manteau inférieur) et de l’âge de la plaque qui plonge (plus elle est jeune, plus elle est chaude et moins l’anomalie sera forte).

 Signature gravimétrique : elle révèle les marges actives qui ne montrent pas de fosse. Dans l’hypothèse d’un système statique, on est à l’équilibre isostatique au niveau régional, mais pas local : on attend donc une anomalie à l’air libre négative au niveau de la fosse, qu’elle soit vide ou remplie de sédiments peu denses (déficit de masse), puis une anomalie à l’air libre positive au-delà de la fosse (excès de masse dû à la plaque plongeante froide et dense sous la plaque chevauchante). Mais bien sûr, une zone de subduction n’est pas statique : il faut donc ajouter des effets dynamiques que nous verrons plus loin.

26 Cette série peut être difficile à distinguer d’une série tholéiitique dans un classique diagramme alcalins-silice (cf. programme de deuxième année). Il faut alors avoir recours à un autre diagramme, Alcalins-Fer-Magnésium (AFM) pour les distinguer.

27 On recherche alors la paléosismicité en recherchant, dans les sédiments, les traces de grands séismes antérieurs au vingtième siècle.

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 Cordillère : dernier indice géomorphologique, la présence de reliefs élevés sur la plaque chevauchante. On parle aussi de chaîne de subduction, comme la cordillère des Andes, en Amérique du Sud, ou la chaine des Cascades, en Amérique du Nord, avec en général une ceinture de volcans. Attention ! toutes les subductions océan/continent ne donnent pas de cordillère ; et toutes les montagnes des Andes ne sont pas des volcans ! Ils voisinent avec de hauts reliefs non volcaniques. Parmi les mécanismes possibles (et discutés) de cet épaississement crustal : sous- placage de matériel arraché à la marge en cas d’érosion tectonique ; sous-placage de roches plutoniques produites par le magmatisme de subduction ; raccourcissement de la croûte lorsque la subduction est associée à des contraintes compressives.

Diversité des subductions

Les subductions diffèrent par l’état des contraintes en arrière de la fosse. Dans certains cas, on a une compression arrière-arc, ce qui est le cas le plus facile à comprendre, lorsque la plaque est réticente à plonger et qu’elle emboutit en partie l’autre plaque. Mais on peut aussi avoir une extension arrière-arc, qui peut aller jusqu’à l’ouverture d’un bassin arrière arc. En effet, on peut avoir un retrait de la zone de subduction (slab roll-back) du point de vue de la plaque sus-jacente²⁸, ce qui la met en extension. Attention à ne pas confondre convergence des deux plaques - toujours le cas pour une zone de subduction - et compression à la rencontre des deux plaques, ce qui n’est pas toujours le cas.

Les subductions diffèrent aussi, dans le cas des marges actives (subduction océan-continent), par la présence ou l’absence de prisme d’accrétion, comme on l’a vu plus haut. On parle de marge « en accrétion » ou en « non-accrétion ». Les causes sont diverses, à commencer par l’importance de l’apport sédimentaire. Dans le cas d’une non-accrétion, les sédiments accumulés en front de marge et la base de la marge elle-même sont « grignotés » par un processus d’érosion tectonique. Cela pourrait être dû à la fracturation hydraulique de la marge par les fluides sous pression, ou à l’abrasion de la base de la marge par les reliefs de la plaque subduite (plateaux océaniques, monts sous-marins). Une conséquence de cette érosion tectonique « par en dessous » est la subsidence de la marge.

Les subductions diffèrent aussi par l’angle de plongement. On trouve que les pendages faibles (inférieur à 55°) sont associés à une compression arrière-arc, tandis que les pendages forts (supérieur à 55° et pouvant même être vertical !) sont associés à une extension arrière-arc (et donc, souvent, à l’ouverture d’un bassin arrière-arc). L’angle de plongement va aussi affecter la position de l’arc volcanique par rapport à la fosse. En effet, la fusion partielle du manteau a lieu au-dessus de la plaque plongeante une fourchette de profondeurs donnée (grossièrement entre 100 et 150 km de profondeur), mais selon l’angle de plongement de plaque, cette profondeur est atteinte à une distance variable de la fosse : d’autant plus loin que le plongement est plat ; et la bande volcanique sera aussi d’autant plus large que le plongement est plat.

En revanche, on ne trouve pas de corrélation entre l’angle de plongement et l’âge de la plaque plongeante, comme on le lit parfois (il est en effet tentant de penser que les plaques qui plongent à la verticale sont les plus vieilles et froides, mais ce n’est pas forcément le cas).

h) Contextes géodynamiques du volcanisme et conditions de fusion

Nous avons vu le mécanisme qui lie, dans une subduction, le plongement d’une plaque et le volcanisme sur l’autre : la déshydratation de la plaque plongeante est la cause de la production du magma. Mais tous les volcans ne sont pas alimentés de cette façon. En effet, certains volcans, ceux des points chauds, sont retrouvés au milieu des plaques et racontent donc une histoire différente. Les volcans des zones de rift racontent encore une autre histoire, que l’on rapproche de celle des dorsales, forme de volcanisme sous-marin. Voyons les mécanismes derrière ces trois types de volcanisme.

28 C’est-à-dire que si vous vous tenez au bord de la marge, la plaque plongeante semblera s’éloigner de vous et vous « aspirer » vers elle, d’où la contrainte en extension. Attention, ce recul de la fosse est relatif à la plaque chevauchante, pas à la dorsale : la distance de la fosse à l’axe de la dorsale peut augmenter dans le même temps.

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Pour savoir dans quelles conditions de pression et de température a lieu la fusion partielle du manteau (à l’origine du magma primaire, basaltique), confrontons dans un diagramme P,T la courbe du géotherme (celle qui donne la température du manteau pour toute profondeur) et la courbe du solidus (celle qui indique le début de la fusion de la péridotite²⁹ du manteau). Dans les conditions

« normales », le géotherme ne croise pas le solidus du manteau: il n’y a donc pas de fusion possible du manteau, ce que le modèle PREM nous confirme (manteau globalement solide). La fusion partielle est donc localisée à des zones où l’on s’écarte de cette normalité. Il y a trois façons de s’en écarter pour recouper le solidus :

 S’écarter du géotherme moyen « vers le haut » : diminution de la pression à température constante (= décompression adiabatique), ce qui est réalisé sous les dorsales, les rifts et les points chauds, lorsque du manteau remonte à l’état solide dans une branche ascendante de la convection mantellique (depuis la base du manteau pour les points chauds, depuis une faible profondeur pour rifts et dorsales), à une vitesse suffisante pour ne pas trop perdre de chaleur (conditions adiabatiques³⁰). Décomprimer un matériau chaud provoque un début de fusion.

 S’écarter du géotherme moyen « vers la droite » : échauffement à pression constante (= échauffement isobare), ce qui est réalisé sous les points chauds, par exemple, au contact de la roche chaude du panache ascendant. Dans ce cas, ce n’est pas seulement le matériau du panache chaud qui fond, mais aussi le manteau superficiel à son contact, qui reçoit une partie de sa chaleur. L’échauffement isobare est aussi réalisé dans les profondeurs des chaines de collision, par accumulation de la chaleur dégagée par la radioactivité.

 Défléchir le solidus vers des températures plus faibles, ce qui est possible dans les zones de subduction, par hydratation (apport d’eau important dans le manteau). Le solidus hydraté de la péridotite est décalé « vers la gauche » : l’eau facilite la fusion partielle.

29 Pour une lherzolite, péridotite « fertile » (qui n’a pas encore fondu ou presque pas).

30 « Adiabatique » qualifie une transformation réalisée sans échange de chaleur, mais pas forcément à température constante, car la décompression abaisse mécaniquement la température (comme vous l’avez vu pour les gaz parfaits). Toutefois, l’effet est faible sur quelques dizaines de kilomètres, ce qui est l’ordre de grandeur de la remontée sous une dorsale. On peut donc faire l’approximation d’une remontée isotherme.