Les plaques de la lithosphère et leur tectonique
La lithosphère est découpée en plaques rigides qui se déplacent sur une asthénosphère plus ductile (molle) : on peut étudier ces mouvements horizontaux. On peut alors mettre en place un modèle global, la tectonique des plaques, reposant sur les mouvements de convergence et de divergence.
L'étude des mouvements horizontaux des plaques lithosphériques
Les mouvements horizontaux passés et actuels des plaques lithosphériques peuvent être étudiés en suivant différentes méthodes géologiques. On étudie les anomalies magnétiques des mouvements des plaques. On peut pratiquer la datation des sédiments océaniques et du plancher basaltique. On peut également étudier les alignements volcaniques aux points chauds ou pratiquer la géodésie spatiale.
Plaque lithosphérique
Une plaque lithosphérique est une portion de lithosphère mobile, peu active sismiquement, mais bordée par des frontières très actives.
L'étude des anomalies magnétiques
On peut étudier les inversions de champ magnétique terrestre enregistrées par les basaltes lors de leur refroidissement. Cela permet de comprendre comment se forme la croûte océanique au niveau des dorsaux et d'étudier les mouvements des plaques. Ces inversions du champ magnétique sont des anomalies magnétiques. Elles permettent de calculer la vitesse de déplacement des plaques lithosphériques.
Les basaltes de la croûte océanique se forment par refroidissement rapide d'un magma au niveau d'une dorsale.
Basalte
Le basalte est une roche volcanique avec des microlites (microcristaux), principalement composée de feldspath, plagioclase et pyroxène dans une importante matrice de verre.
Le magma basaltique contient des minéraux ferromagnétiques (magnétite) qui enregistrent les caractéristiques du champ magnétique terrestre à l'époque de leur refroidissement.
Régulièrement, le champ magnétique de la planète s'inverse. Les périodes caractérisées par un champ magnétique orienté dans le même sens qu'actuellement sont dites « normales » (en noir), les autres périodes sont dites « inverses » (en blanc).
La répartition de ces anomalies magnétique est symétrique de part et d'autre de la dorsale, ce qui permet de dire que la croûte océanique se forme au niveau de la dorsale et s'en éloigne ensuite.
La datation des sédiments océaniques et du plancher basaltique
On peut pratiquer la datation des sédiments océaniques et du plancher basaltique. Plus on s'éloigne de la dorsale plus les sédiments sont épais et plus la couche sédimentaire en contact avec le plancher basaltique est âgée. Les basaltes du plancher sont également de plus en plus âgés quand on s'éloigne de la dorsale. Ces observations indiquent également la genèse de la croûte au niveau de la dorsale puis son éloignement.
La datation des sédiments et du basalte de la croûte océanique ont permis plusieurs observations.
Plus on s'éloigne de la dorsale :
- plus les basaltes de la croûte océanique sont âgés ;
- plus l'épaisseur des sédiments augmente ;
- plus les couches sédimentaires en contact avec le plancher basaltique sont vieilles.
Les alignements volcaniques liés aux points chauds
Les points chauds sont fixes et les plaques lithosphériques se déplacent au-dessus. On observe des alignements d'îles volcaniques qui permettent de visualiser les mouvements de la plaque et de calculer la vitesse de déplacement.
Point chaud
Un point chaud est une remontée de chaleur venant du manteau profond, à l'origine d'une activité volcanique.
Certains alignements volcaniques sont placés à des endroits qui ne correspondent pas à des frontières de plaques. Les volcans sont engendrés par un point chaud. Le volcan actif est celui situé sur le point chaud. Les autres sont inactifs, ce qui montre que la plaque s'est déplacée. La datation des volcans permet de retracer le mouvement et la vitesse de déplacement de la plaque.
L'archipel d'Hawaii est un alignement volcanique.
Les volcans sont alignés et seul un volcan est actif (celui situé sous le point chaud). Les autres sont éteints, ce qui montre que la plaque s'est déplacée car le point chaud, lui, est fixe.
La datation de chaque volcan permet de retracer le mouvement et la vitesse de la plaque. Dans l'océan Pacifique, la vitesse est de 6 à 8cm/an. la plaque a également changé de trajectoire (vers le nord puis vers l'ouest).
La géodésie spatiale
Le système de satellite GPS est un système de géodésie spatiale qui permet de mesurer précisément la direction et la vitesse de déplacement des plaques lithosphériques.
Géodésie
La géodésie est une science qui étudie la forme et les dimensions de la Terre.
Des balises GPS ont été installées tout autour du globe. Cette technique a permis de confirmer définitivement la théorie de la tectonique des plaques et d'établir une carte précise du déplacement des plaques lithosphériques.
La tectonique des plaques
La tectonique des plaques est un modèle global reposant sur les mouvements de convergence et de divergence :
- Les zones de divergence présentent une activité sismique superficielle et un flux géothermique élevé.
- Les zones de convergence présentent une activité sismique plus profonde et un flux géothermique faible.
L'utilisation de l'ensemble des indices géologiques et des mesures actuelles a permis d'établir un modèle global qui comporte des zones de divergence et des zones de convergence aux caractéristiques géologiques différentes. C'est la tectonique des plaques. Elle permet d'identifier des zones de divergence et des zones de convergence aux caractéristiques géologiques différentes :
- Zones de divergence, les dorsales : le flux géothermique est très important. On observe de nombreux séismes superficiels et du volcanisme effusif.
- Zones de convergence, où a lieu la subduction : le flux géothermique est faible. L'activité sismique est superficielle et profonde. La subduction provoque un volcanisme explosif.
La dynamique des zones de divergence
Les zones de divergence sont les dorsales océaniques, lieu de constitution de la lithosphère océanique.
Dorsale océanique
La dorsale océanique est la chaîne volcanique qui se trouve dans les océans, c'est la zone de genèse du plancher océanique.
La composition de la lithosphère océanique
La lithosphère océanique comporte des basaltes en surface puis des gabbros qui forment la croûte. On trouve ensuite la péridotite mantellique.
La lithosphère océanique est composée de :
- basalte en coussins (pillow lavas) en surface ;
- gabbros présentant des filons de basalte (complexe filonien) ;
- gabbros massifs ;
- péridotite (roche du manteau lithosphérique).
La mise en place de la lithosphère océanique
C'est au niveau des dorsales que naît la lithosphère océanique, du fait de la production de roches magmatiques. Cette production s'effectue en cinq phases. Il existe deux types de dorsales océaniques.
La production de roches magmatiques comporte cinq phases :
- Phase 1 : Remontée de péridotites très chaudes, en provenance du manteau, au sein de cellules de convection. Cette remontée s'effectue de manière rapide, la température diminue très peu, alors que la pression chute. On parle de décompression du manteau.
- Phase 2 : Cette décompression provoque une fusion de certains minéraux des péridotites. On parle de fusion partielle.
- Phase 3 : La fusion permet la formation de magma, qui a une composition différente des péridotites initiales (certains minéraux sont restés à l'état solide). Il y a une différenciation magmatique.
- Phase 4 : Le magma formé s'insinue dans des failles, des fissures, et remonte du fait de sa densité plus faible que les roches l'entourant. Il s'accumule dans une chambre magmatique.
- Phase 5 : Le refroidissement de ce magma génère des roches magmatiques. Cela peut engendrer deux types de roches, selon la vitesse à laquelle il se refroidit : des basaltes si le refroidissement est brutal ; des gabbros si le refroidissement est plus lent.
Le plancher ainsi formé s'éloigne peu à peu de la dorsale, repoussé sur les côtés par d'autres morceaux de plancher en constante formation.
Il existe deux types de dorsales :
- Les dorsales lentes (Atlantique 3 à 6 cm/an) ont un profil central creux (rift océanique) et le manteau lithosphérique affleure (présent en surface).
- Les dorsales rapides (Pacifique, 6 à 10 cm/an voire plus) ont un profil central bombé au niveau duquel on trouve surtout des basaltes et des gabbros.
Le devenir de la lithosphère océanique
La lithosphère océanique refroidit et s'épaissit en s'éloignant de la dorsale : on parle de subsidence thermique, d'hydratation et de métamorphisme.
La subsidence thermique
La subsidence thermique, phénomène d'épaississement, est la conséquence du refroidissement de la lithosphère.
Subsidence thermique
La subsidence thermique est un phénomène d'épaississement de la lithosphère.
En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit. La limite inférieure de la lithosphère est la LVZ et correspond à une température constante de 1 300 °C. Le refroidissement entraîne une baisse de cette température et l'épaississement de la lithosphère océanique.
L'hydratation et le métamorphisme
La lithosphère océanique s'hydrate, se métamorphise et se densifie en s'éloignant de la dorsale.
Le refroidissement rend la croûte cassante qui se fracture en surface. L'eau s'infiltre et se retrouve au contact des roches. Les roches vont alors se transformer sous l'effet de réactions métamorphiques.
Métamorphisme
Le métamorphisme correspond aux transformations des roches et des minéraux à l'état solide.
La péridotite va être transformée en serpentinite (ou péridotite serpentinisée). En effet, l'eau va transformer l'olivine et le pyroxène en un minéral métamorphique appelé serpentine.
Les gabbros de la lithosphère vont se transformer en gabbros métamorphiques appelés métagabbros.
Cette transformation peut être suivie sur un graphique de stabilité des minéraux.
La subsidence thermique et le métamorphisme des gabbros vont conduire à l'entrée en subduction de la lithosphère océanique.
La dynamique des zones de convergence
Les zones de convergence sont les zones de subduction, lieux de disparition de la lithosphère océanique. On y observe le métamorphisme de subduction. La subduction influence la tectonique des plaques et peut aboutir à une collision continentale.
La subduction
La subduction est la plongée de la lithosphère océanique sous une lithosphère continentale ou une lithosphère océanique plus jeune. Elle présente des caractéristiques géologiques qui permettent de les repérer : les reliefs négatifs (les fosses), les reliefs positifs (les arc volcaniques), le volcanisme explosif et les séismes profonds.
Subduction
La subduction est la plongée de la lithosphère océanique sous une lithosphère continentale ou une lithosphère océanique plus jeune (et moins dense).
La subduction est marquée par des caractéristiques qui permettent d'identifier les zones où elle se produit :
- reliefs négatifs marqués (fosses océaniques) ;
- reliefs positifs : arcs volcaniques, chaînes de montagnes volcaniques ;
- foyers sismiques profonds : les séismes ont une profondeur qui s'aligne sur un plan (le plan de Wadati-Benioff). Ce plan suit l'inclinaison de la plaque océanique plongeante ;
- volcanisme de type explosif, avec des laves épaisses (andésite, rhyolite).
Le métamorphisme de subduction
La lithosphère océanique se métamorphise pendant la subduction. Sous l'effet de l'augmentation de la pression et de la température, les minéraux de la croûte océanique subduite se métamorphisent de nouveau. Cette réaction métamorphique s'accompagne d'une libération d'eau par la croûte océanique. Cette eau s'infiltre dans la péridotite lithosphérique de la plaque chevauchante et entraîne sa fusion partielle. Le magma formé peut être émis à l'extérieur lors d'éruption explosive ou refroidira en profondeur.
Lors de sa plongée vers l'asthénosphère, la plaque plongeante subit un important métamorphisme car :
- la pression augmente fortement avec la profondeur ;
- la température augmente un peu.
Il s'agit d'un métamorphisme haute pression-basse température. De nouveaux minéraux apparaissent : glaucophane (faciès schistes bleus), grenat (faciès éclogite).
Les réactions métamorphiques entraînent une déshydratation de la croûte océanique subduite. L'eau libérée va s'infiltrer et percoler dans la péridotite sus-jacente.
Ce ne sont donc pas les roches de la plaque plongeante qui sont à l'origine des magmas des zones de subduction, mais les roches hydratées de la plaque chevauchante.
Ce magma peut donner naissance à deux types de roches :
- des roches volcaniques, issues de laves visqueuses, à l'origine du volcanisme explosif : andésite, rhyolite, lorsque le refroidissement est rapide (roches microlitiques) ;
- des roches plutoniques se formant en profondeur avec un refroidissement plus lent : granites et diorites (roches grenues riches en quartz).
L'influence de la subduction dans la tectonique des plaques
La subduction a une influence sur la tectonique des plaques.
La mobilité des plaques lithosphériques résulte de phénomènes de convection mantellique impliquant les plaques elles-mêmes et l'ensemble du manteau.
L'augmentation de la densité de la lithosphère océanique et le métamorphisme constituent des facteurs importants 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 mécanismes de convergence lithosphérique participent à la tectonique globale. La subduction permet une disparition du plancher océanique qui a été généré au niveau des dorsales. Le magmatisme caractéristique qui s'y déroule participe à la formation de croûte continentale nouvelle.
La collision continentale
La subduction peut aboutir à une collision continentale. Suite à une subduction, deux croûtes continentales peuvent entrer en collision. On observe alors sous l'effet des forces de compression un raccourcissement et un épaississement crustal dont la manifestation est l'apparition d'une chaîne de montagnes. Dans ces chaînes de montagnes, on observe des structures caractéristiques comme les failles ou les plis.
Lorsque, dans une zone de convergence, ce sont deux plaques continentales qui s'affrontent, aucune des deux ne passe sous l'autre et elles entrent en collision.
Une zone de collision présente des caractéristiques permettant de l'identifier :
- reliefs positifs (chaînes de montagnes) : Les Alpes et l'Himalaya, par exemple, sont des chaînes de collision ;
- signes d'une tectonique compressive : plis, failles inverses.
La formation d'un pli ou d'une faille inverse se fait sous l'effet des forces de compression.
La collision continentale est à l'origine d'un épaississement de la croûte qui est comprimée. Lors de la collision, des lambeaux de roches profondes peuvent remonter à la surface. C'est ainsi que d'anciens fonds océaniques peuvent être retrouvés en altitude.
Le phénomène de collision continentale se caractérise par un raccourcissement et un épaississement de la croûte continentale, avec un métamorphisme typique et des structures facilement identifiables (plis, failles inverses).