Chapitre 7 : Tectonique des plaques 2 : dynamique de

Chapitre 7 :
Tectonique des plaques 2 :
dynamique de la lithosphère
océanique.
- Cours et Figures dans répertoire sur le BV : 2016-2017/Semestre1/UE Géosciences 1
- Cours en ligne également sur le site web du département « Géosciences » de l’Université de Poitiers dans le lien
« Ressources pédagogiques ».
Chap. 7 : Tectonique des plaques 2 : dynamique de la lithosphère
océanique.
Questions choisies :
- Comment peut-on obtenir des informations sur la morphologie des fonds océaniques ?
- Comment fonctionne une dorsale océanique, comment un océan se forme t-il ?
- Quelle est la structure typique de la lithosphère océanique ? Peut-on en avoir des traces sur les continents ?
Plan :
Introduction : - Rappel : lieu de formation de la croute océanique (un des possibles constituant des plaques lithosphériques)
7.1. Morphologie des fonds océaniques
7.1.1 Méthodes d’investigation des fonds sous-marins
7.1.2 Morphologie typique des fonds sous-marins
7.1.3 Pourquoi cette morphologie ?
7.2. Les dorsales océaniques et leur fonctionnement
7.2.1 Répartition – Données sismiques et thermiques
7.2.2 Magmatisme des dorsales ; Structure typique de la lithosphère océanique :
- observation directe : dans les zones de fractures
- observation indirecte : les ophiolites
7.2.3 Deux types de dorsales – L’hydrothermalisme
7.3. Les rifts continentaux
7.3.1 Trois étapes de rifting
7.3.2 Evolution tectonique générale du globe depuis les derniers 200 Ma
Ce qu’il faut connaitre : questions typiques
Introduction
Rappel :
(1) la croute océanique se forme au niveau des dorsales océaniques au fond des océans, dans des zones où les
plaques lithosphériques s’éloignent les unes des autres (zones de divergence)
(2) une plaque lithosphérique peut comporter de la croute océanique et de la croute continentale
exemple : la plaque pacifique ne contient que de la croute océanique, alors que la plaque Europe-Asie
contient à la fois de la croute océanique et de la croute continentale
(3) la lithosphère océanique est constituée de la croute océanique + d’une fraction du manteau supérieur
(lithosphère cassante)
7.1. Morphologie des fonds océaniques
7.1.1 Méthodes d’investigation des fonds sous-marins
- Observations indirectes :
(i) Bathymétrie : mesure de la profondeur et du relief des fonds marins
souvent réalisée par des mesures acoustiques (sonars) – ces mesures sont parfois couplées
à de l’imagerie acoustique donnant accès à la nature de la roche recouvrant le fond
océanique (basaltes frais, roches plus vieilles ou sédiments)
A
B
Fig. 7.1 : Quadrillage par un sondeur
multifaisceaux acoustique embarqué sur un
bateau (A) pour sonder la topographie des
fonds marins (B).
(Web : www.larousse.fr)
- Observations indirectes :
(ii) Gravimétrie : la gravité est enregistrée en continu en mer par des gravimètres de très grandes
précisions – les variations de gravité (corrigées des anomalies de Bouguer ; voir chapitre 4) donnent des
indications sur la présence de manteau (matériel dense par rapport à la croute) plus ou moins proche de
la surface des fonds marins.
Anomalie de gravité et structure de la croûte sous la
dorsale Atlantique (32°N).
(D’après Talwanietal, 1965 et tiré de Géosciences, Robert et Bousquet,
Ed. Belin) – Rappel chapitre 4.
- Observations indirectes :
(iii) Sismique réflexion et sismique réfraction : méthodes destinées à l’étude de la structure profonde des
fonds océaniques
Profil sismique (Dorsale Atlantique Nord 44°N)
(Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)
Fig. 7.2 : Schémas génériques des méthodes de sismique réflexion et
réfraction. http://img.coursgeologie.com
- Observations directes :
(i) sous-marins
(ii) les robots d’observations
(iii) les prélèvements
A
B
C
Différents engins utilisés pour sonder les fonds marins –
(A) Le Nautile (sous marin français habité) utilisé jusqu’à 6 km de profondeur – (B) Le ROV (Remote Operating Vehicule)
Victor : un robot télécommandé (6 km de profondeur) – (C) Le carottier Calypso amarré au navire Marion Dufresnes : iI est
capable de pénétrer 60 m de sédiments. web
7.1.2 Morphologie typique des fonds sous-marins
- les fonds océaniques sont divisés en trois grandes provinces morphologiques : les marges (actives ou de
convergence ; passives ou d’ouverture des océans), les plaines abyssales et les rides (ou dorsales) (Rappel cours n°4).
- L’océan Atlantique est bordé majoritairement par des marges passives alors que la plupart des marges actives
ferment l’océan Pacifique. Dans l’océan Indien, les marges antarctique, africaine et sud-australienne sont stables (ou
passives) alors que la marge indonésienne est active.
A
B
Fig. 7.3 : Morphologie des fonds océaniques (A) et le principe de cartographie par
multifaisceaux acoustiques (B). (Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)
Rappel des marges passives et actives :
Positionnement de la croute océanique au niveau d’une marge passive et d’une marge active
(Web : Source Planète-Terre / Pierre-André Bourque) – Rappel chapitre 4.
Au niveau des plaines abyssales (bassins profonds) peut exister des plateaux sous-marins de volume
considérable dont certains ont été mis en place à partir de points chauds au cours de la grande crise magmatisme du Crétacé
supérieur (65 Ma) :
Fig. 7.4 : Carte des principales grandes provinces (plateaux) magmatiques du globe. Web
Au niveau des plaines abyssales (bassins profonds) peut exister aussi des monts sous-marins avec des
volcans ayant atteints la surface ou pas :
Carte structurale de l’océan Pacifique montrant en
particulier de nombreuses rides (volcans alignés)
et de plateaux sous-marins mis en place par
l’activité des points chauds.
La géométrie de ces structures traduit le
mouvement des plaques lithosphériques et
permet de les reconstituer en prenant pour repère
fixe les points chauds.
(Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)
7.1.3 Pourquoi cette morphologie ?
- La lithosphère océanique est crée à l’axe des dorsales avec un sommet à environ – 2 500 m : à ce niveau la
B
Profondeur (km)
A
Flux de chaleur 10-3 W/m2
lithosphère est chaude et peu dense.
- Puis, la lithosphère océanique subit une translation par le mouvement des plaques, se refroidit et subit un
épaississement. A ce stade elle aura tendance à s’enfoncer : c’est la subsidence thermique. On considère que la lithosphère
océanique flotte sur le manteau asthénosphérique durant les 30-40 premiers Ma de son existence.
Fig. 7.5 : (A) Comparaison entre courbe théorique du flux thermique océanique (chaleur évacuée par conduction) et flux
mesurés. (B) Courbe âge-profondeur des fonds océaniques montrant la subsidence thermique.
(Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)
- En arrière des zones de subduction, des bassins océaniques marginaux (appelés d’arrières « arc ») se forment.
- Ces bassins sont très jeunes (<10 Ma) et ont le plus souvent une géométrie linéaire parallèle à la zone de
subduction.
Les dorsales et subduction dans la région
du bassin nord-fidjien et du bassin de Lau.
(Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)
7.2. Les dorsales océaniques et leur fonctionnement
7.2.1 Répartition – Données sismiques et thermiques
Fig. 7.6 : Les dorsales océaniques du globe terrestre - Web
- Les dorsales océaniques sont le siège d’un flux de chaleur anormalement élevé : remontée de matière
mantellique chaude sous l’axe de la dorsale
- La présence de manteau chaud sous l’axe des dorsales est également mis en évidence par gravimétrie (vu au
cours n°4) et tomographie sismique (met en évidence des zones de vitesse sismique réduite)
Fig. 7.7 : Comparaison entre les données de flux thermique mondial sur les dorsales (A) et des données sismiques
(anomalies des ondes S à 100 km) (B)
(Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)
7.2.2 Le magmatisme des dorsales
- Au niveau du haut axial des dorsales (souvent les rapides), on distingue une zone à faible
vitesse (LVZ : Low Velocity Zone) : zone dans la croute et qui s’appuie sur le Moho, dont le sommet est à 23 km sous l’axe. Attention: différent de la LVZ qui est la zone de limite lithosphère/asthénosphère
(cassant/ductile – cours n°5) !!
- La LVZ correspond à une zone où les ondes sismiques sont ralenties, ce qui indique la présence
de phase liquide.
- La LVZ correspond en fait à un réservoir magmatique qui contient entre 2 et 20% de liquide.
- Pourquoi la présence de liquide ?
> les roches du manteau fondent partiellement par décompression adiabatique (chute de pression
rapide sans échange de chaleur avec l’environnement)
 La ligne « noire » correspond au solidus (début de
la fusion des péridotites).
 La flèche bleue montre le chemin températurepression suivi par le manteau qui « arrive » au
niveau d’une dorsale.
 Quand ce chemin croise le solidus, un magma de
composition basaltique se forme (entre 30 et 100
km de profondeur et peut atteindre le sommet de
la ride par le mouvement ascendant assuré par les
cellules de convection du manteau).
 Les magmas arrivant au niveau du sommet de la
dorsale se solidifient au contact de l’eau de mer à
4°C pour donner des basaltes de type « MORB »
Fig. 7.8 : Magma formé par décompression adiabatique à (Mid-Océan Ridge Basalt)
l’aplomb des dorsales océaniques.
(Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)
Structure typique de la lithosphère océanique :
- observation directe : dans les zones de fractures
Fig. 7.9: Visualisation de la structure de la lithosphère océanique au niveau de la faille transformante Vema située
au niveau de la dorsale médio Atlantique. Web.
Mais ces structures restent compliquées à mettre en évidence à cause de la profondeur des fonds-marins (forages
n’autorisant au mieux que de sonder les premiers kilomètres en dessous des fonds-marins)
- observation indirecte :
Des lambeaux de lithosphère océanique peuvent se retrouver sur les continents, par le jeu de la fermeture des océans par le
processus d’obduction : ce sont les ophiolites (affleurements permettant de reconstituer la structure des dorsales
océaniques)
Pillow Lavas (basalt)
Les dykes (complexes filoniens)
Fig. 7.10 : Les ophiolites d’Oman
(Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)
- observation indirecte :
Des ophiolites en France : au niveau de massif du Chenaillet
Les ophiolites du Chenaillet
(Hautes Alpes) : témoins de
l’existence d’un ancien océan Alpin
(-160 à -60 Ma)
Web.
- Structure générale de la lithosphère océanique :
les magmas : (i) s’écoulent en surface des fonds-marins sous forme de coulées volcaniques pour former des
basaltes
(ii) ou sont figés soit dans des filons (fractures de la lithosphère) (des complexes filoniens se forment) ou
dans des réservoirs magmatiques à quelques kilomètres sous l’axe (gabbros).
A
B
Section simplifiée de la structure de la lithosphère océanique au niveau d’une dorsale (A) – Roches d’une lithosphère
océanique et vitesse des ondes sismiques de volume associée (B).
(Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)
7.2.3 Deux types de dorsales
A:
>10 cm/an
Dorsale rapide :
- présence d’un dôme régulier assez aplati (pas de rift)
- zone à forte production magmatique
- Vitesse de formation de la croute océanique : > 10 cm/an
Dorsale lente :
B:
- présence d’un rift central
<5 cm/an
- relief plus marqué
- zone à faible production magmatique
- Vitesse de formation de la croute océanique : < 5 cm/an
Fig. 7.11 : Deux types de dorsale – (A) rapide type Pacifique
(sans rift et relief peu pentu) ; (B) lente type Atlantique-Nord
(avec rift et relief pentu)
(Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)
Pourquoi deux types de dorsales ?
La forte productivité magmatique des
dorsales rapides est uniquement liée à
une fenêtre de fusion partielle possible
au sein du manteau plus vaste que dans
le cas des dorsales lentes.
Fig. 7.12 : Comparaison entre les volumes de fusion possible du manteau sous les dorsales rapides (type Pacifique)
et lentes (type Atlantique)
(Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)
L’hydrothermalisme des dorsales
> L’axe des dorsales est le site de colonies animales utilisant à la base de leur cycle biologique une énergie chimique
sans recours à la photosynthèse. Ces colonies s’établissent à la sortie des fluides chauds (>450 °C) : ce sont les fumeurs,
riches en composés minéraux.
> Au niveau de ces fumeurs, se forment beaucoup de composés métalliques : oxydation des métaux dissous au contact
de l’eau de mer froide en précipités contenant du Fe, Mn, Zn, Cu…
B
A
Fig. 7.13 : (A) photo d’un fumeur noir proche d’une dorsale océanique ;
(B) schéma de principe de la formation de dépôts métallifères au niveau
d’une dorsale par circulation hydrothermale. Web.
7.3. Les rifts continentaux
Définition :
> Un rift continental se développe quand deux marges divergent dans un continent.
> Un rift est caractérisé par un ensemble de failles normales, des séismes assez peu profonds et un magmatisme
basaltique ou rhyolitique.
> Les marges continentales crées à l’issu du rifting sont en plus recouvert de fortes épaisseurs de sédiment et
constitueront potentiellement les marges passives d’un nouvel océan si celui-ci se crée.
7.3.1 Trois stades de rifting continentaux
Stade initial :
• Flux thermique anormalement haut au niveau
de la croute - Présence de sources d’eau
chaudes, geysers.
• Zone de faible vitesse sismique sous la croute
(manteau anormalement chaud près de la
surface) - Croute continentale amincie
(d’épaisseur 25 km contre 50 km il y a 50 Ma).
• Zones extensives : 1 à 5 cm/an (contre 2 à 20
cm/an au niveau des dorsales océaniques) –
Présence de nombreux lacs.
• De nombreuses vallées, soumises à l’érosion :
remplissage de dépôts sédimentaires.
Fig. 7.14 : Exemple de stade initial de rifting : l’ouest de
l’Amérique du Nord. (Earth’s dynamic systems, Hamblin and
Christiansen, Ed. Prentice Hall)
7.3.1 Trois stades de rifting continentaux
Stade intermédiaire :
• Le rift Est Africain s’étend de l’Ethiopie au
Mozambique sur une longueur d’environ 3 000
km.
• Beaucoup de vallées et de dépressions
comblées notamment par de l’eau (lacs salés) Formations d’évaporites (dépôts de sels).
• Extension de 0,5 cm/an et croute très amincie
(jusqu’à 8 km par endroit, dans la région des
Afar par exemple).
• Volcanisme très actif (ex: Kilimandjaro) de type
basaltique et rhyolitique.
Fig. 7.15 : Exemple de stade intermédiaire de rifting : le
rift Est Africain. (Earth’s dynamic systems, Hamblin and
Christiansen, Ed. Prentice Hall)
7.3.1 Trois stades de rifting continentaux
Stade avancé :
• Bassin envahi par les eaux (embryon d’océan) entre les
plaques Africaine et Arabique.
• La majorité de la croute des fonds marins de la mer rouge
est de nature continentale. Elle de nature océanique
uniquement au milieu de la mer rouge, à l’endroit où les
deux plaques divergent.
• Nombreuses failles normales et volcanisme de type
basaltique.
• Nombreux dépôts de sels et remplissage sédimentaire le
long des marges du rift.
• C’est le stade qu’atteindra dans plusieurs dizaines de Ma, à
priori, l’ouest du continent Nord-Américain et le Rift Est
Africain.
• Beaucoup de vallées et de dépressions comblées
notamment par de l’eau (lacs salés) - Formations
d’évaporites (dépôts de sels).
Fig. 7.16 : Exemple de stade avancé de rifting : la mer
Rouge. (Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed.
Prentice Hall)
7.3.2 Evolution tectonique générale du globe depuis les
derniers 200 Ma
• Il y a 200 Ma environ : (i) La Pangée, une très grande
masse continentale proche de l’équateur se fracture pour
former le continent « Laurasia » au Nord, le continent
« Gondwana » au Sud et la Théthys (mer). (ii) Les plaques
Indiennes et Antarctique au Sud sont déjà présentes.
• Entre 100 et 50 Ma, l’océan Atlantique Sud se forme par
« fracturation du Gondwana ». Les marges passives des
plaques Amérique du Sud et Afrique se distancient les
unes des autres.
• Il y a environ 50 Ma, l’océan Atlantique Nord se forme et
les plaques Amérique du Nord et Eurasie se séparent. Les
plaques Australie, Africaine et Indienne remontent vers le
Nord. Les plaques Amériques du sud et nord se
« joignent » par l’isthme du Panama (zone de subduction).
Histoire du mouvement des plaques entre 200 Ma et
aujourd’hui. (Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed.
Prentice Hall)
CE QU’IL FAUT RETENIR/SAVOIR : questions typiques :
- Connaitre le nom de techniques, directes ou non, utilisées pour sonder le relief des fonds marins et la structure de la
lithosphère océanique.
- Savoir faire un schéma simplifié d’un fond marin typique, partant d’une dorsale océanique vers une marge continentale
(passive ou active).
- Expliquer pourquoi on peut trouver des magmas à quelques kilomètres de profondeur sous une dorsale océanique.
- Expliquer ce qu’est un fumeur noir.
- Donner un exemple de dorsale rapide et de dorsale lente.
- Décrire brièvement la séquence type d’une lithosphère océanique.
- Expliquer ce que sont des ophiolites.
- Connaitre des régions du globe où le mécanisme de rifting continental opère.
PROCHAIN COURS:
Chapitre 8 :
Tectonique des plaques 3 :
la formation des chaînes de
montagnes