Université Sidi Mohamed Ben Abdellah Faculté des Sciences Dhar El Mahraz- Fès B.P. 1796 Fès – Atlas (Maroc) Département des Sciences de la Terre et de l’Univers Module de Géodynamique interne SVI - STU S2 Année universitaire 2016/2017 Pr. Azzeddine BENNOUNA 0 1 I. CHALEUR INTERNE DE LA TERRE La Terre a un rayon moyen de 6370km. La couche superficielle de la Terre à la fois froide et rigide (la lithosphère) a une épaisseur moyenne variant de 70 à 150 km (2 % du rayon terrestre). Toute la partie de la Terre en dessous de la lithosphère (98% du rayon) a une température supérieure à 1300°C, atteignant une T de plus de 5000°C au centre de la Terre. La Terre est donc une gigantesque machine thermique, qui en refroidissant depuis sa formation, il y a 4,5 milliards d’années, libère des quantités considérables de chaleur. Les effets et les manifestations de cette libération d’énergie calorifique sont extrêmement variés: les éruptions volcaniques, les geysers et les séismes, sont les plus spectaculaires. I. 1. Origine de la chaleur interne du Globe La chaleur interne de la Terre a trois sources principales: I. 1. 1. Chaleur initiale de la Terre (20% à 24%) Elle représente 20 à 30 % de la chaleur interne. Elle est produite par la chaleur initiale de la Terre accumulée aux cours de sa formation. La Terre, comme le reste du système solaire a pris naissance par l’agglomération de poussières et de débris cosmiques. Puis petit à petit, sous l’effet de la gravitation, ces objets divers vont avoir tendance à se rassembler formant des corps de plus en plus grands (météorites, astéroïdes, planétoïdes). Les multiples impacts entre les corps célestes, qui se sont agglomérés pour former la Terre, ont pour conséquence de libérer de l’énergie cinétique et donc une énorme quantité de chaleur qui a fait fondre le matériau rocheux (fig. 1). La chaleur dégagée va donc créer une planète liquide par la fusion des éléments qui se sont accumulés sans aucun tri. Figure 1: Formation de la Terre selon la théorie de l’accrétion homogène. Formée par l'agrégation de différents corps célestes et est encore aujourd'hui bombardée de météorites qui augmentent chaque année sa masse d'environ 20000 tonnes. Les chercheurs sont à peu près d’accord pour dire que cette phase d’accrétion a dû durer une centaine de milliers d’années à elle seule: phase d’accrétion. I. 1. 2. Chaleur due à un tri gravitationnel: énergie de différenciation (20 – 30%) Par la suite cette Terre liquide va se différencier et refroidir pour devenir d’abord pâteuse puis durcir notamment au niveau de la couche externe (manteau supérieur) vers -4Ga. On va également avoir la création d’une atmosphère car avec la chaleur dégagée, on va observer un dégazage des corps. Plus tard, c’est la vapeur d’eau dans l’atmosphère qui formera les océans en se refroidissant. Lors de l’accrétion, dans une Terre que l’on s’accorde à penser être devenue entièrement liquide, la différenciation du noyau en fer et nickel achève cette période. Les matériaux les plus lourds (Fe, Ni…) chutent vers le centre par gravitation et se concentrent pour former le noyau, les éléments plus légers (O, Si, Al…) migrent vers l’extérieur (fig. 2). Par exemple la densité moyenne du nickel est de 8,9; celle du fer de 7,32; alors que celles du silicium et de l’aluminium ne sont respectivement que de 2,5 et 2,7. Cela explique aujourd’hui par exemple que la terre est constituée de couches concentriques de même nature chacune (Lithosphère, Asthénosphère, Mésosphère et noyau). 2 Figure 2: Différenciation de la terre et énergie associée. I. 1. 3. La chaleur latente de cristallisation Le noyau terrestre principalement composé de fer (79%) est en partie liquide enveloppant une graine solide. Ses températures étant très élevées (de 3800K en surface du noyau à 6000K en son centre) couplées à une très forte pression sont responsables des deux états du noyau. (T(K) = T°C + 273,15 avec: T(K). Ainsi, avec le refroidissement terrestre, le métal liquide du noyau va cristalliser à la surface de la graine (avec une vitesse très faible d’environ 10-12 à 10-11m/s c'est-à-dire de 0.3 à 0.03 mm/an), dégageant ainsi de la chaleur, appelée chaleur latente, en quantité, bien qu’elle soit peu représentative de la chaleur interne totale de la terre, suffisante pour garder le noyau externe dans un état physique liquide et par conséquent pour entretenir des mouvements de convection thermiques dans le noyau externe qui ont un rôle dans le champ magnétique terrestre. I. 1. 4. Chaleur de désintégration (essentiel de la chaleur) Certains noyaux sont stables (durée de vie tellement grande), et d’autres ne le sont pas. Ces derniers sont alors disposés à une désintégration plus rapide. De la chaleur est produite par les désintégrations des éléments radioactifs. Le noyau atomique instable des isotopes radioactifs se «fragmente» spontanément. Il en résulte un nouveau noyau dit radiogénique et une libération importante de rayonnements et de chaleur. Isotope Père 14 40 40 87 C 187 232 235 238 228 - Rb 176 Ra > + K 147 228 - K 138 Exemple: 232Th > Radioactivité - Isotope Fils Demi-vie t1/2 14 N 5 730 a 40 Ar 11,9 Ga 40 Ca 1,40 Ga 87 Sr 48,8 Ga 138 Ce 259,6 Ga Sm 143 Nd 106 Ga Lu 176 Hf 35,7 Ga 187 Os 42,3 Ga chaîne 208 Pb 14,0 Ga chaîne 207 Pb 0,704 Ga chaîne 208 Pb 4,47 Ga La - Re Th U U Ac > 228 - Th > 224 Ra > 220 Rn > 216 Po > 212 Pb > 212 Bi > 212 Po > 208 Pb Tous très lithophiles, c'est-à-dire ayant une affinité chimique forte pour les magmas granitiques et les minéraux des roches de la croûte terrestre, ils sont absents ou quasi-absents du noyau, ils sont relativement abondants dans le manteau et ils sont très largement concentrés dans la croûte terrestre avec les autres éléments lithophiles. 3 I. 2. Dissipation de la chaleur interne I. 2. 1 Flux de chaleur de la Terre On estime à 4,2 1013W le flux de chaleur qui traverse actuellement l’interface lithosphère-atmosphère, soit 82mW/m2. Sur la surface du globe terrestre, deux types de manifestations correspondent à la dissipation de la chaleur interne; d'une part un flux de chaleur continu a travers la croûte, d'autre part des événements ponctuels et épisodiques comme les tremblements de terre et les manifestations volcaniques. Le flux géothermique mesuré à la surface de la Terre correspond au transfert de la chaleur interne terrestre qui diffuse à travers les roches de la croûte terrestre. Il diffère d’une zone à l’autre de la surface terrestre en fonction de la nature et l’épaisseur de la lithosphère (fig. 3). Les rides océaniques constituent les frontières des plaques divergentes. Leur manteau chaud monte jusqu'à la surface puis se refroidit en s'éloignant de la dorsale. Le flux de chaleur mesuré près des dorsales océaniques est très élevé (110mWm-2) (fig. 3). Le manteau étant quasi affleurant en cet endroit, ce flux est celui du manteau ascendant sous les dorsales. La carte mondiale du flux de chaleur terrestre montre qu’il décroît systématiquement en s’éloignant de la ride vers les fosses océaniques, 48 Wm-2 (fig. 3). Dans les continents, le flux de chaleur est globalement faible par rapport aux rides. Mais il est fort par rapport à celui du plancher océanique qui les borde. La croûte continentale est beaucoup plus épaisse et très hétérogène, et elle contient des quantités importantes mais variables d'éléments radioactifs (U, Th et K). Figure 3: Aspects de flux de chaleur à la surface de la Terre. I. 2. 2. Mécanismes de transfert de chaleur La Terre interne est donc le siège d’une production de chaleur qui est évacuée vers la surface. Cette évacuation de chaleur est plus ou moins efficace selon le contexte géodynamique ce qui se traduit par des variations du gradient et du flux géothermiques. Il existe 3 types importants de transfert thermique depuis l’intérieur de la Terre vers l’atmosphère: la conduction, le rayonnement et la convection (fig. 4), qui ont chacun leurs spécificités. Le transfert thermique est appelé chaleur, et correspond à une agitation thermique d'un corps A qui est transférée à un corps B, de différentes façon, suivant le type de transfert utilisé. 4 Figure 4: Mécanismes de transfert de chaleur. I. 2. 2. 1. La conduction thermique C’est un mécanisme de transfert de chaleur sans déplacement de matière. La conduction un mécanisme de transfert peu efficace. Le transfert thermique se fait de proche en proche par contact entre les roches. Ex.: lithosphère. Il dépend de la conductivité thermique des roches. Ex.: péridotite = 3 W/m/°K et basalte = 2 W/m/°K. Les atomes des zones chaudes vibrent plus que les atomes des zones froides. Ces vibrations se transmettent de proche en proche des parties chaudes vers les froides (fig. 5). Figure 5: Transfert de chaleur par conduction. Ce processus concerne surtout la lithosphère (rigide). Les roches de la croûte n'étant pas de bons conducteurs de chaleur, celle-ci doit avoir du mal à s'évacuer. I. 2. 2. 2. Le rayonnement thermique Transmission directe de la chaleur par l’envoi de rayons d'un corps chaud rayonnant vers un corps froid. C’est une énergie rayonnante sous forme d'ondes électromagnétiques qui devient chaleur (fig. 6). Le rayonnement peut être aussi radioactif provenant de la désintégration de noyaux instable qui donne de nouveaux noyaux et un rayonnement de très haute énergie. Ce type de transfert nécessite des milieux transparents et, donc intéresse les roches affleurant en surface de la Terre comme les roches volcaniques. Figure 6: Transfert de chaleur par rayonnement. 5 I. 2. 2. 3. La convection C’est un transfert de chaleur par déplacement de la matière. L'échange de chaleur se produit dans des corps gazeux, liquide ou solide visqueux. Si un corps est chauffé par le bas et refroidi par le haut (casserole d'eau froide posée sur une plaque chauffante par exemple (fig. 4)), les zones denses seront en haut, et les légères en bas. Alors la matière froide du haut aura tendance à descendre et la matière chaude du bas et un peu moins dense aura tendance à monter: c'est la convection thermique (fig. 4). Ce processus concerne surtout le manteau, ce pendant, ce dernier est solide. Lorsqu’on cherche le moteur de la convection, on se retrouve en face d’un problème de la physique, qui a été formalisé par Lord Rayleigh (1916). Le moteur de la convection thermique est la poussée d'Archimède. La physique nous dit que le manteau terrestre peut convecter bien qu’il est solide (Ra > 103). Examinons ce phénomène. Ra = α . ΔT . g . h3 / κ . ν Variables g pesanteur sur Terre h Epaisseur du manteau α coefficient de dilatation thermique de la péridotite κ diffusivité thermique de la péridotite ν viscosité cinématique du manteau asthénosphérique ΔT différence de T entre le sommet et la base du manteau Ra < 103 Ra > 103 pas de convection thermique il y a convection Que se passe-t-il dans un système convectif avec (1) une source de froid en haut, une source de chaleur en bas, (2) un fond isolé ou (3) un fond isolé mais chaud et un Ra > 103? La représentation très schématique de ces 3 types de convection thermique responsable du transfert de la chaleur montre (fig. 7): Figure 7: Représentation très schématique de 3 types de convection thermique. 6 Dans le 1er cas, le milieu est refroidi par le haut et chauffé par le bas. Le haut plus dense car refroidi plonge activement; le bas, moins dense car réchauffé monte activement. Les couches supérieure froide et inférieure chaude sont appelées couches limites thermiques (CLT) supérieure et inférieure. Au niveau de ces limites l’échange de température s’effectue par conduction. Entre ces deux CLT, il n'y a que très peu de mouvements et une température quasi constante. Dans le 2ème cas, il n'y a pas de source de chaleur inférieure, mais production de chaleur dans la masse (figurée par ces petits «soleils»). Le haut plus dense car refroidi plonge activement; le bas n'a aucune raison de remonter, si ce n'est passivement, pour compenser les mouvements descendants. Il y a alors une CLT supérieure, mais pas de CLT inférieure. Le 3ème cas est intermédiaire. Il se rapproche le plus de qui se passe à l’intérieur de la Terre. Donc, la physique nous dit que le manteau doit être affecté de mouvements de convection. Elle engendre de très lents mouvements qui s’effectuent dans un milieu solide (matériaux rocheux) au comportement ductile, sur de très longues durées(en millions d’années), comme des fluides très visqueux. Ces mouvements (fluage) contribuent à la différenciation des matériaux de la planète. Aujourd’hui, divers modèles des cellules de convection sont proposés. Si la partie supérieure est toujours constituée de la base de la lithosphère, la limite inférieure est placée soit à la limite manteau supérieur et du manteau inférieur (vers 700km de profondeur), soit au niveau de la discontinuité de Gutenberg (limite manteau/noyau à 2 900km). Il se dégage alors un modèle de convection du manteau à une couche ou à deux couches (fig. 8). Figure 8: Modèles de la convection dans le manteau terrestre. Pour simplifier, la Terre peut être considérée comme une sphère dans laquelle existe une convection à deux étages: une convection très lente à l'état solide pour le manteau, une convection très rapide à l'état liquide dans le noyau externe (Géomagnétisme). I. 2. 2. 4. L’advection La convection est le mode premier du transfert de chaleur dans le manteau, ce qui n’interdit pas bien entendu qu’une partie de la chaleur du manteau est aussi transmise vers l’extérieur par conduction. Nous venons de voir que la lithosphère, partie rigide de la Terre (et en particulier la lithosphère continentale), ne permet pas la convection, et donc que le transfert de la chaleur s’y effectue par conduction. Mais dans la lithosphère, le volcanisme en provenance du manteau transporte lui aussi de la chaleur vers la surface, sous forme de matériau chaud qui reste stocké dans la lithosphère. Le volcanisme représente ainsi une perte de chaleur qui ne s’effectue ni par conduction ni par convection, mais par advection. 7 I. 2. 3. Le gradient géothermique Le gradient géothermique mesure l'augmentation de température des roches du sous-sol avec la profondeur (fig. 9). La mesure du gradient géothermique moyen dans les zones stables de la croûte continentale donne 1°C/30m (20 à 30°C/km). Cette valeur peut monter à 1°C/10m dans les zones de déformation. La valeur élevée du gradient géothermique dans les couches superficielles du globe est en relation avec le fait que l'essentiel de la chaleur interne y est transmis par conduction à travers des roches dont la conductibilité thermique est mauvaise (fig. 9). Le gradient thermique est donc particulièrement faible dans le manteau terrestre (de l'ordre de 0,5°C/km) ou le mécanisme dominant de l'évacuation de la chaleur interne est la convection (fig. 9). A la base de la croûte continentale (Moho) la température est de l'ordre de 600°C, et à la base de la lithosphère de 1350°C (températures évaluées par les roches provenant de ces profondeurs). Le gradient est ensuite moins fort, avec cependant une inflexion à la limite manteau - noyau (4000°c). La température dans le noyau interne se situerait entre 5000°C et 6000°C. Figure 9: Evolution de la température (en °C) sur Terre en fonction de la profondeur (en km): gradient géothermique.. I. 3. Conclusions La Terre est une machine thermique. La chaleur interne rayonnée par la Terre a quatre origines. Le flux de chaleur sortant de la géosphère reflète à la fois l’épaisseur et l’âge de la lithosphère. Le manteau terrestre est un solide à l'échelle de temps des phénomènes acoustiques. Mais correspond à un fluide visqueux à l'échelle des temps géologiques. Il permet le transfert de la chaleur depuis l’intérieur de la Terre (source chaude) vers le cosmos (source froide) par convection et par conduction. La lithosphère, région superficielle de la Terre dont la rigidité interdit la convection en son sein, le transfert de la chaleur se fait exclusivement par conduction. La lithosphère océanique appartient aux cellules de convection du manteau La lithosphère continentale agit comme un couvercle et accumule de la chaleur du manteau à sa verticale. La chaleur externe, reçue du soleil est 10 000 fois plus grande que l’énergie interne rayonnée par la Terre. L’atmosphère, l’hydrosphère et la partie superficielle de la géosphère transportent cette chaleur externe depuis l’équateur (source chaude) vers les pôles (source froide). 8 II. LE CHAMP MAGNETIQUE TERRESTRE II. 1. Le magnétisme Le magnétisme est un des plus anciens phénomènes connus d’interaction à distance. Il est connu depuis l’antiquité. Les Grecs, les Romains et les Chinois avaient remarqué que l’oxyde de fer (Fe) en particulier la magnétite (de formule Fe3O4), avait la faculté d’attirer les objets contenant du fer. Ils avaient également constaté qu’un morceau de Fe mis en contact avec la magnétite acquérait la même propriété. Il y a interaction entre les 2 objets: l'un attire l'autre, et vice versa. Cette force n'est pas visible. On appelle cela le magnétisme. Tout le monde le sait, la boussole (fig. 10), "appareil, petite boîte ronde, contenant une aiguille aimantée qui pivote librement et indique le nord magnétique. La boussole serait alors un simple aimant, et fonctionnerait selon les principes du magnétisme. Figure 10: Exemple de boussole à cadrant tournant dans un bain d’huile (modèle Topochaix Reconnaissance). La terre est la source d'un champ magnétique, appelé champ géomagnétique. Ce champ est détecté par les boussoles (fig. 10). Les aimants possèdent deux pôles: un pôle Nord et un pôle Sud (inséparables l'un de l'autre. Le champ magnétique est matérialisé par les lignes de force de ce champ; le pôle N est le lieu par où sortent ces lignes et le pôle S est le lieu par où rentrent ces lignes (fig. 11). Or, deux pôles identiques se repoussent tandis que deux pôles contraires s'attirent (fig. 11). En fait, ce sont les atomes qui expliquent ce phénomène, ce magnétisme, et surtout leur cortège d'électrons, négatifs, qui gravitent autour du noyau qui lui est positif. De façon simplifiée, lorsque certaines couches d'électrons s'orientent dans le même sens, un champ magnétique est créé. Figure 11: Représentation schématique des aimants et du champ magnétique associé. Tout courant électrique génère un champ magnétique, ce qu'a montré l'expérience historique d'Ørsted. 9 II. 2. Spectre magnétique La terre agit comme un aimant droit ou dipôle magnétique. Les lignes de forces magnétiques, définissant le spectre magnétique de la Terre, établissent tous autour de la planète un champ magnétique terrestre. C'est la raison pour laquelle l'aiguille d'une boussole s'aligne automatiquement selon les lignes de force, dans une direction nord-sud (fig. 12). L'axe géomagnétique, passant par les deux pôles magnétiques, fait un angle de 11,5° par rapport à l'axe de rotation de la Terre et de ce fait, le pôle nord magnétique (Nm) est à environ 1000 km du pôle nord géographique (Ng) (fig. 12), mais il se rapproche actuellement du pôle nord géographique à une vitesse moyenne de 40 km/an. L’étude du spectre magnétique de la Terre montre que le pôle Nord magnétique terrestre est en réalité un pôle de magnétisme «sud» qui attire le pôle «nord» (en gris) de l'aimant que constitue l'aiguille de la boussole (comparer fig.8 et 9). Cette erreur historique d'appellation conventionnelle des pôles de magnétisme nord sera difficile à rectifier. Figure 12: Représentation schématique des lignes de force du champ magnétique terrestre. II. 3. Origine du champ magnétique terrestre Le mécanisme qui génère le champ magnétique terrestre est de type dynamo auto-entretenue. Le dégagement de la chaleur crée des mouvements du fluide conducteur (métaux ionisés) du noyau externe par convection ceci provoque des courants électriques qui vont à leur tour induire un champ magnétique: la dynamo est auto-excitée (fig. 13 et 14). Noyau interne Noyau externe Manteau La chaleur générée par le noyau interne provoque des courants de convection tournoyants (cellules) dans le noyau externe. Croûte Le noyau liquide animé par des courants de convection est constitué de métaux ionisés. Leur déplacement produit un courant électrique. Le courant électrique génère un champ magnétique. Figure 13: Origine du champ magnétique terrestre. 10 Les mouvements de convection dans le noyau externe associés à la rotation de la Terre autour de son axe donnent aux cellules de convection une forme allongée du Nord au Sud sous forme de bananes (fig. 14). Les cellules de convection sont allongées du nord au sud dans le noyau liquide sous forme de bananes (banana) cells) Lignes du champ magnétique terrestre Figure 14: Forme des cellules de convection du noyau externe et champ magnétique résultant. II. 3. Le vecteur champ magnétique et ses composantes L'orientation prise par l'aiguille aimantée montre qu'elle est sensible à une grandeur orientée, qui est appelée vecteur champ magnétique, désigné traditionnellement par B (fig. 15). Figure 15: Le vecteur champ magnétique et ses composantes. 11 II. 3. 1. Direction, sens et valeur DIRECTION: elle est, naturellement, la direction que prend l'aiguille aimantée qui le détecte: pointée vers la Terre dans l’hémisphère nord, pointée vers le ciel dans l’hémisphère sud, verticale aux pôles et horizontale à l’équateur magnétique (fig. 16). Figure 16: Directions du vecteur champ magnétique. SENS: par convention le sens de B est choisi selon le sens sud-nord de l'aiguille aimantée détectrice. VALEUR: elle se mesure à l'aide d'un teslamètre. Le nom de cet appareil vient de ce que l'unité du SI de champ magnétique est le tesla (T). Une intensité ou norme est exprimée en Tesla (T) Il est utile de retenir qu'un champ magnétique de valeur 1T est un champ intense. Par exemple, la composante horizontale du champ géomagnétique ne vaut que 20µT. Les aimants supraconducteurs permettent d'obtenir des champs jusqu'à 10T. Le champ magnétique terrestre fluctue au cours du temps: sa direction et son intensité ne sont pas constantes. II. 3. 2. Déclinaison et inclinaison magnétiques DECLINAISON: C’est l'angle D que fait le méridien magnétique avec le méridien géographique est appelé déclinaison magnétique du lieu considéré (fig. 15). Elle est dite occidentale ou orientale suivant que le méridien magnétique est à l'Ouest ou à l'Est du méridien géographique. Il s'agit donc d'un angle sur le plan horizontal du point d'observation. Cet angle est compté positivement vers l'est et négativement vers l'ouest. La déclinaison magnétique est généralement indiquée dans la marge des cartes topographiques à l’aide d’un petit schéma similaire à celui ci-dessous (fig. 17). Attention : la déclinaison magnétique n’est pas la même sur toutes les cartes car elle dépend d’où vous vous trouvez. Elle change également avec le temps – le nord magnétique se déplaçant continuellement. INCLINAISON: l'inclinaison magnétique d'un lieu est l’angle I que fait le vecteur champ magnétique B avec l'horizontale (fig. 15). Elle est positive quand le pôle nord de l'aiguille aimantée pointe vers le sol, c’est le cas dans l’hémisphère Nord, elle est négative dans le cas contraire (fig. 16). 12 A la surface de la Terre, tous les objets aimantés s'orientent suivant les lignes de force du champ magnétique. L’orientation est horizontale au niveau de l’équateur magnétique et elle est de plus en plus inclinée en se déplaçant vers les pôles nord et sud, jusqu’à devenir verticale au niveau des pôles magnétiques (fig. 16). Figure 17: Déclinaison magnétique. II. 3. 3. Composantes horizontale et verticale La composante horizontale du champ magnétique terrestre est la projection B0 du vecteur B sur l’horizontale. Elle est très importante en pratique, car, dans la plupart des appareils comportant une aiguille aimantée (boussole), celle-ci est mobile autour d'un axe vertical et astreinte à rester horizontale. Sur une telle aiguille tout se passe comme si la composante horizontale B0 agissait seule; elle définit ce que l'on appelle souvent la direction du Nord magnétique (fig. 10). II. 4. Structure du champ magnétique terrestre II. 4. 1. La magnétosphère Le champ magnétique terrestre est approximativement assimilable à celui d'un aimant droit placé au centre de la Terre (et dont l'axe est incliné d'un faible angle par rapport à l'axe de rotation de la Terre). Le pôle magnétique Sud se trouve à proximité du pôle géographique nord. De même le pôle magnétique Nord se trouve près du pôle géographique sud. L'influence du champ magnétique terrestre se fait sentir à plusieurs dizaines de milliers de kilomètres. Cette zone d'influence est la magnétosphère. Sans intervention de facteurs externe, la magnétosphère a une forme de chambre à air (fig.18). Figure 18: Structure de la magnétosphère indépendamment de toute influence externe. 13 Les lignes du champ magnétique terrestre ne sont pas symétriques, semblables à celles d’un aimant ordinaire. Elles sont déformées par le champ magnétique du soleil. En réalité la magnétosphère agit comme un bouclier et protège la surface terrestre du vent solaire, nocif pour la vie. Elle s'oppose au vent solaire et se déforme sous son action fig. 19). La magnétosphère est très allongée du coté caché de la terre alors qu’elle est aplatie du coté exposé au soleil. Figure 19: Structure de la magnétosphère sous l’influence des vents solaires. Sur la figure 19 on voit que la terre est bien protégée au niveau de l’équateur, mais elle est vulnérable au niveau des pôles. Des perturbations accidentelles ou orages magnétiques accompagnent l'apparition de taches et de phénomènes lumineux caractérisés par des voiles extrêmement colorés dans le ciel nocturne, le vert étant prédominant. Elles sont dues au champ magnétique intense produit par une émission de particules chargées en provenance du Soleil et atteignant notre globe. Ces phénomènes sont dits aurores polaires (également appelée aurore boréale dans l'hémisphère nord et aurore australe dans l'hémisphère sud). II. 5. Variations au cours du temps de la position des pôles magnétique La position actuelle du pôle nord magnétique est au Canada (82,7°N et 114,24°W). Des levés effectués périodiquement pour établir la position du pôle nord magnétique a montré qu'il se déplace d’environ 40 km/an au voisinage du pôle nord géographique. II. 6. Inversion des pôles magnétiques Dès 1853, L’italien Macédonio Melloni découvre que les minéraux composés de fer des roches volcaniques (magnétite, maghémite…) sont tous orientés suivant la même direction. Il conclut qu’au cours du refroidissement de la lave, ces minéraux se sont alignés sur les lignes de force du champ magnétique terrestre (fig. 20). Il formule donc l’hypothèse que les roches enregistrent la direction du champ magnétique terrestre de l'époque de leur formation. Les roches possèdent donc une "mémoire magnétique". Figure 20: Enregistrement des directions du champ magnétique terrestre par les roches volcaniques. 14 En 1906, les français Brunhes et Mercanton et le japonais Matuyama découvrent que certaines roches montrent des inversions du magnétisme; en d'autres termes, que les minéraux magnétiques des roches volcaniques d’une certaines époques montrent le pôle magnétique nord dans l’hémisphère nord (position normale) et ceux des roches d’une autre époque le montrent dans l’hémisphère sud (position inverse). Vers 1959 se développe la datation absolue des roches cela a permis de se rendre compte que grâce à la mémoire magnétique des roches, on peut déterminer la position des pôles magnétiques pour diverses périodes géologiques à partir de roches dont l'âge est connu. Des chercheurs ont mit en évidence un déplacement régulier du pôle Nord pour gagner sa position actuelle. Plus de 400 inversions magnétiques remontant jusqu'à 330 millions d'années sont connues. Plusieurs explications ont été proposées pour le déclenchement des inversions des pôles. La plus simple est l'arrêt de la convection dans certaines cellules dans le noyau externe causant la diminution de l’intensité du champ magnétique. L'accumulation de chaleur déclenche la convection de nouvelles cellules et l'apparition d'un nouveau champ dont la polarité dépendra du sens du courant de la convection redémarré. II. 7. Paléomagnétisme Le paléomagnétisme est l’étude des caractéristiques du champ magnétique terrestre dans les temps géologiques. La conception du magnétomètre, un appareil capable de mesurer l'intensité du champ magnétique, a permis d’ouvrir la porte à l'exploration quantitative du champ magnétique terrestre. On se rend compte alors qu'il y a des anomalies, c’est-à-dire des différences entre les intensités mesurées en un lieu donné et les intensités théoriques calculées selon l'hypothèse de Gilbert: anomalie positive (champ réel > champ théorique): périodes de champ magnétique normal (le pôle Nord est du côté du Nord géographique; comme actuellement) anomalie négative (champ réel < champ théorique): périodes inverses où le Nord magnétique est du côté Sud. Lors des inversions (en moyenne une fois tous les 200 000 ans), le sens des courants qui remuent le noyau liquide s’inverse. Le pôle Nord magnétique bouge et se retrouve de temps à autre au sud magnétique. II. 7. 1. Fossilisation du géomagnétisme Les corps ferromagnétiques contenant des éléments comme Fe, Ni, Co, Cr, Mn constituant des minéraux tels magnétites, hématites, chromites, peuvent acquérir une aimantation rémanente (durable malgré la disparition de la cause qui l’a entraînée) au sein d’une roche magmatique (Point de Curie: Fe = 770°C; Magnétite = 585°C) ou par orientation des particules-Fe déposés dans un sédiment encore meuble. On distingue ainsi différentes aimantations: Aimantation thermorémanente (ATR): fossilisation du champ magnétique à l’époque du refroidissement d’une roche éruptive (fig. 20). Aimantation rémanente détritique (ARD): orientation des particules magnétiques lors du dépôt des roches sédimentaires détritiques (champ magnétique existant). Aimantation rémanente cristalline (ARC): orientation lors de la diagenèse (hématite). L’aimantation rémanente des matériaux ferromagnétiques est effacée par la température (point de Curie). La T maximale du point de Curie des minéraux terrestre (silicates ou oxydes) ne dépasse pas 770°C (Fe). Compte tenu de la valeur du gradient de T terrestre, aucun champ rémanent ne peut donc subsister au-delà de 25 à 30 Km de profondeur. Le champ magnétique terrestre est donc actif, et lié à des courants électriques profonds. II. 7. 2. Recherche des paléopôles Grâce à cette aimantation rémanente (mémoire), on peut déterminer la position des pôles magnétiques pour diverses périodes géologiques à partir de roches dont l'âge est connu. Runcorn propose de définir, époque par époque, la position d'un paléo-pôle magnétique pour diverses régions. La figure 21 montre que le pôle nord des continents a migré d’une part, et que les deux continents Europe et Amérique du Nord ont migré comme un seul continent pour quelques centaines de Ma. On sait aujourd'hui, grâce à la théorie de la tectonique des plaques, que les continents ont bougé tout au long de l'histoire géologique, et le paléomagnétisme est utilisé comme outil de base pour reconstituer la position des continents aux diverses époques géologiques. 15 Figure 21: migration du pôle magnétique. 16 Figure 21: Migration du pôle Nord magnétique des continents Amérique du Nord (à gauche) et de l’Europe (à droite) de 0 à -600Ma). III. Conclusions Le champ géomagnétique est lié à des courants électriques générés dans le noyau externe qui se situe entre 2900 et 5150 Km de profondeur. Les courants de convection responsables du champ géomagnétique sont dus à la chaleur émise par le noyau interne et selon l’emplacement des sources de chaleur on peut avoir une polarité de champ normal ou inverse. La forme de la magnétosphère est définie par l’interaction des particules du vent solaire avec le champ magnétique terrestre. La plupart des matériaux-Fe s’aimantent lorsqu’ils sont placés dans un champ magnétique. Ils deviennent eux-mêmes des aimants. Le passage d’une polarité à l’autre se fait lorsque des cellules de convection arrêtent de fonctionner et d’autres se déclenchent, le champ prend alors une polarité qui dépend du sens des courants de convection. Références internet http://www.ipgp.jussieu.fr/pages/060204.php http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/ http://acces.inrp.fr/eedd/climat/dossiers/energie_demain/geothermie/geothermie_SVT http://geomag.nrcan.gc.ca/apps/mdcal-fra.php (site de calcule de l’inclinaison magnétique) http://www.lyc-hautil-jouy.ac-versailles.fr/Tpe/magnet/magnet.swf http://castel52.free.fr/magnetisme-historique-etude-macroscopique-materiaux magnetiques.html http://www.astrosurf.com/luxorion/terre-champ-magnetique.htm http://www.ac-reunion.fr/pedagogie1/circons/port1/site_web/boussole/terremagnetisme.htm http://www.ulg.ac.be/mathgen/cours/meca/Exint2.pdf http://gsc.nrcan.gc.ca/geomag/index_f.php http://www.lyc-hautil-jouy.ac-versailles.fr/Tpe/magnet/magnet.swf 17 18 I. L’HYPOTHESE DE WEGENER Jusqu’au début du 20ème siècle, On concevait la position actuelle des continents comme fixe tout au long de l’histoire de la Terre "Concept du Fixisme". On pensait que depuis qu’elle s'était formée, la Terre avait acquis sa physionomie définitive. On considérait que la Terre était composée d’une couche supérieure "Sial" (Si, Al) à densité faible qui flottait sur une couche inférieure "Sima" (Si Mg) à densité forte et d’un noyau composé de Nickel et de Fer. Ces considérations se basaient sur l’analyse chimique des roches de la croûte (Si, Al) de certaines roches volcaniques (Si, Mg), qui auraient pour origine la couche inférieure, et des météorites qui tombaient sur la Terre, essentiellement constituées de Fer et de Nickel et qui proviendraient des noyaux des planètes désintégrées. Depuis le 17ème siècle et les grandes découvertes, les cartes géographiques de l'Atlantique étaient suffisamment précises pour que les scientifiques remarquent un certain parallélisme des côtes de part et d'autre de l'Atlantique et essayent d'en trouver l'explication. Plusieurs hypothèses furent avancées mais elles étaient difficiles à démontrer. La plus pertinente et la plus argumentée fut celle d’Alfred Wegener qui énonça en 1915 que: "Les continents actuels n'avaient été qu'un seul et même bloc qui se serait fragmenté. Les parties issues de cette fragmentation se seraient ensuite éloignées les unes des autres au cours des temps géologiques". Pour appuyer sa théorie, Wegener avançait des "preuves" qui sont plutôt des observations qui ne pouvaient être expliquées que par un déplacement des continents. II. LES ARGUMENTS DE WEGENER II. 1. Argument morphologique: Le parallélisme des côtes de l'Atlantique Le parallélisme évoqué auparavant suggère que l’Amérique d’une part, l’Europe et l’Afrique d’autre part, constituaient deux morceaux d'un même bloc. Ce qui amena Wegener à concevoir que dans un passé lointain toutes les masses continentales étaient réunies en un seul mégacontinent, qu’il appela "Pangée" du grec terre unique. Figure 22: Les continents constitueraient un puzzle facile à reconstituer. II. 2. Argument paléontologique: La répartition de certains fossiles On retrouve sur les roches sédimentaires datant de 240 à 260 Ma des continents actuels, des fossiles de plantes (la flore) et d'animaux (la faune) terrestres appartenant aux même espèces alors que les continent sont éloignés de plusieurs milliers de kilomètres (fig. A). La question qui s’est posée, comment des organismes terrestres n'ayant pas la capacité de traverser un si large océan ont-ils pu coloniser des aires continentales si éloignées les unes des autres? La réponse de Wegener est simple: autrefois, tous ces continents n'en formaient qu'un seul, la Pangée, présentant ainsi des aires de répartition continues et cohérentes (fig. B). 19 Figure 23: Répartitions de la flore et de la faune d’âge 240Ma à 260Ma sur les continents actuels(A) et (B) explication de Wegener. II. 3. Argument paléoclimatique: les traces d'anciennes glaciations On observe, sur certaines portions des continents actuels, des marques de glaciation, correspondant à des dépôts sédimentaires particuliers (= moraines) datant d'il y a 250 millions d'années, indiquant que ces portions de continents ont été recouvertes par une calotte glaciaire (fig. 24). Figure 24: Répartition de roches sédimentaires sur les continents actuels témoignant de glaciations datant de 250Ma, les flèches indiquent le sens de déplacement des glaciers. Un glacier est un véritable fleuve de glace qui use lentement la vallée dans laquelle, il avance. Cette vallée va prendre une physionomie très particulière, extrêmement large, dite vallée en auge (fig. 25). Figure 25:Aspect des vallées glaciaires. 20 L'érosion provoqué par le glacier forme à l'avant de celui-ci, une moraine. Cette moraine est formée d'une accumulation de blocs de tailles variées, du très petit au très gros. Cette absence de granoclassement est caractéristique des moraines. L'érosion glaciaire provoque aussi l'apparition sur les roches du substrat de stries parallèles caractéristiques (fig. 26) permettant de déduire le sens de déplacement des glaciers. Figure 26: Roches sédimentaires associés à l'érosion provoquée par un glacier (moraines) et stries associées à l’avancée d’un glacier. C’est l’étude de ces différents éléments qui ont permis de mettre en évidence des marques de glaciation, correspondant datant d'il y a 250 millions d'années (fig. 24): il est plus qu'improbable qu'il ait pu y avoir glaciation sur des continents se trouvant dans la zone tropicale (sud de l'Afrique, Inde). De plus, il est anormal que l'écoulement des glaces, dont le sens est indiqué par les flèches, se fasse vers l'intérieur d'un continent (des points bas vers les points hauts; cas de l'Amérique du Sud, de l'Afrique, de l'Inde et l'Australie). Cette répartition actuelle des zones glaciaires n'est donc pas cohérente. Le rassemblement des masses continentales suivant le modèle de Wegener donne un sens à la répartition de dépôts glaciaires datant d'il y a 250 Ma, ainsi qu'aux directions d'écoulement de la glace, relevées sur plusieurs portions de continents. La répartition sur la Pangée, il y’a 250Ma, montre que le pôle Sud était recouvert d'une calotte glaciaire et que l'écoulement de la glace se faisait vers périphérie de la calotte (fig. 27). Figure 27: Solution de Wegener. II. 4. Argument géologique: La correspondance des structures géologiques. Wegener remarque également une concordance entre les structures géologiques à l'intérieur des continents. Dans les continents actuels (Amérique du Sud et Afrique) affleurent des blocs continentaux, plus vieux que 2Ga (milliards d'années) (boucliers) et des chaînes plus récentes datant de plus de 250 MA, qui montrent une concordance dans leurs structures géologiques (lithologie, séquences de roches, structures tectoniques) comme le montre la répartition selon la géographique actuelle (fig. 28-1). Le rapprochement des deux continents (fig. 28-2) montre qu'en fait les deux petits morceaux des boucliers de l’Amérique du sud se rattachent respectivement aux boucliers nord-ouest africain et angolais, et qu'il y a 21 aussi une certaine continuité dans les structures des chaînes plus récentes qui viennent se mouler sur les boucliers (fig. 28-2). L'image de la reconstitution du puzzle est cohérente. Autour de ces boucliers les chaînes de montagnes plus récentes montrent aussi une certaine correspondance qui confirme aussi l'idée de Wegener. Les trois chaînes de montagnes, Appalaches (Est de l'Amérique du Nord), Mauritanides (nord-ouest de l'Afrique) et Calédonides (Iles Britanniques, Scandinavie et Groenland), aujourd'hui séparées par l'Océan Atlantique, ne forment qu'une seule chaîne continue si on rapproche les continents à la manière de Wegener (fig. 29). Fig. 1 Fig. 2 Figure 28: Répartitions (1) des boucliers (> 2Ga, en gris) et des chaînes plus récentes (470 – 650Ma, tiretés) sur les continents actuels; (2) explication de Wegener. Les géologues savent depuis longtemps qu'effectivement ces trois chaînes ont des structures géologiques identiques et qu'elles se sont formées en même temps entre 470 et 50 Ma (fig. 29). Ces 3 chaînes ne forment qu'un seul ensemble si l'on rapproche les continents: américain, européen et africain. Fig. 3 Fig. 29: Concordance des Appalaches, des Mauritanides et des Calédonides (470 – 350Ma): ces 3 chaînes ne forment qu'un seul ensemble. 22 III. LE REJET DE LA THEORIE DE WEGENER La force de la théorie de Wegener reposait sur l'énorme quantité de travail qu'il avait fournie pour trouver des arguments de toutes natures permettant d'établir la continuité ancienne de continents actuellement séparés par des océans, et leurs positions géographiques au cours de leurs déplacements. Il a observé les répartitions des fossiles, des glaces et des cratons et les traits de côtes. Il en a déduit qu’il existait un parallélisme des côtes: les continents peuvent s’emboiter les uns avec les autres. Cet emboitement formerait un super-continent (Pangée) situé plutôt vers l'hémisphère sud de la planète. Cette position permettrait d’expliquer les répartitions concordantes des fossiles, cratons et glaces sur les différents continents. La dislocation de la Pangée ne peut alors s'expliquer que par des mouvements horizontaux des blocs. Sans pour autant ne suggérer aucun mécanisme, Wegener a aussi proposé une nouvelle explication pour la formation des montagnes. Elles seraient le résultat de la résistance à la dérive des continents, ce qui expliquait le positionnement très particulier des chaînes plissées. La théorie de la dérive est grandiose mais une difficulté essentielle demeure: la sismologie a démontré au début du XXe siècle que le globe est solide, comment les continents peuvent-ils se déplacer au sein d’un milieu solide? En s’appuyant sur les mouvements isostatiques (fig. 30), Wegener explique que la couche de sima tout en étant solide peut présenter un comportement fluide. Si les mouvements verticaux sont possibles, pourquoi les mouvements horizontaux seraient-ils exclus? Figure 30: Mécanisme proposé par Wegener pour la dérive des continents. Mort en 1930 sa théorie n’était pas encore acceptée par la majorité de la communauté scientifique puisque aucun mécanisme satisfaisant qui fait bouger les continents n’a été trouvé. IV. LE PALEOMAGNETISME APPUIE LA THEORIE DE WEGENER Wegener avait beaucoup de supporters et son hypothèse séduisait la communauté anti-fixiste. C’était une hypothèse génératrice de sciences, parce que les questions soulevées sont suffisamment sérieuses et fondées sur des faits réels pour les oublier ce qui a poussé les fans de la théorie à approfondir les recherches. Il aura fallu attendre plus de vingt ans pour que les idées de Wegener refassent surface car un autre argument solide a été trouvé "le paléomagnétisme". IV. 1. Détermination de la position relative du pôle à différentes époques. Sur un continent les minéraux, composés de fer, de roches datant d'ères géologiques différentes montrent des orientations différentes du pôle magnétique. Cela montre qu'au cours des temps la direction, des pôles, a varié. Or bien que mobile, la position du pôle magnétique reste toujours dans le voisinage du pôle géographique, c'est le continent qui s'est déplacé. On peut ainsi reconstituer la migration du continent au cours du temps. 23 IV. 2. Détermination des pôles à une même époque sur plusieurs continents. On prélève sur plusieurs continents des roches de même âge. La "mémoire magnétique" de ces roches devrait indiquer la direction des pôles (nord et sud) de cet âge géologique. Or, les directions ne sont pas identiques. Ce ne sont pas les pôles qui ont migré, mais les continents qui se sont déplacés. Pour faire coïncider les différents pôles paléomagnétiques en un pôle unique, il faut déplacer les continents les uns par rapport aux autres. La position initiale coïncide parfaitement avec la Pangée de Wegener. La carte ci-dessous (fig. 31) présente une vue de l'hémisphère Nord centrée sur le pôle Nord magnétique, selon la géographie actuelle. Les différents traits indiquent la trajectoire apparente du pôle nord magnétique terrestre établie à partir de plusieurs mesures du paléomagnétisme sur des échantillons, de mêmes âges, prélevés sur les continents d’Amérique du nord, de l’Inde et d’Europe. Indications d’âge: E=Éocène (50 Ma); K= Crétacé (100 Ma); J=Jurassique (175 Ma); T=Trias (225 Ma); P=Permien (260 Ma); Ca=Carbonifère (320 Ma); D: Dévonien; S=Silurien (420 Ma); O=Ordovicien; Cb=Cambrien (530 Ma). Les âges absolus (entre parenthèses) correspondent au milieu de la période mentionnée. Figure 31: Vue de l'hémisphère Nord centrée sur le pôle Nord magnétique, selon la géographie actuelle et trajectoires apparentes du pôle nord magnétique terrestre sur les continents européen, nord-américain et indien. Deux choses apparaissent anormales sur cette carte: les trois trajectoires de la figure 31 ne coïncident pas. Pour une même époque (Jurassique comme exemple) on a trois pôles. Il devrait pourtant n'y avoir qu'une seule trajectoire puisqu'il n'y a qu'un seul pôle nord magnétique terrestre. plus on recule dans le temps, plus le pôle magnétique s'éloigne du pôle géographique. On sait aujourd'hui que même si le pôle magnétique terrestre se déplace, ce déplacement est minime et se fait au voisinage du pôle géographique, On ne peut pas avoir de pôle magnétique près de l’équateur géographique. Les trajectoires représentées ici sont donc beaucoup trop longues pour être réalistes. La seule façon de résoudre ce problème est de déplacer les masses continentales les unes par rapport aux autres. C'est d'ailleurs ainsi qu'on parvient à reconstituer la position relative des continents pour chaque époque géologique. Toutes ces reconstitutions laissèrent sceptique la communauté scientifique des années 50-début 60, de nombreuses objections seront soulevées. Le paléomagnétisme n’est qu’un argument de plus mais la question "comment les continents bougent?" reste posée. 24 Références internet http://www.univ-lille1.fr/geosciences/cours/terre_active/chapitre_2/chapitre_2.html http://ressour4.crdp-aix-marseille.fr/index.php?IdT=SV0402 http://www.techno-science.net/?onglet=glossaire&definition=7345 http://www-geoazur.unice.fr/SCTERRE/cours_en_ligne/doc_cours/ http://gsc.nrcan.gc.ca/geomag/index_f.php http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/historical.html http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/ 25 26 I. INTRODUCTION L’expansion des fonds océaniques, appelée aussi modèle du tapis roulant ou plus couramment expansion océanique, est un modèle scientifique élaboré par le géologue américain Harry Hess (1962) et qui explique la genèse de la croûte océanique et sa dynamique. Ce modèle théorique a été constitué à partir du concept de dérive des continents développé au début du XXe siècle par Alfred Wegener dont l'hypothèse argumentée n'avait pas reçu un accueil favorable de la communauté scientifique. Jusqu'à la fin de la seconde guerre mondiale (1945). On ne savait que peu de choses sur les fonds océaniques, leur profondeur, leur morphologie, leur nature géologique. Les études des fonds océaniques avaient un but purement militaire mais elles furent essentielles quant à la compréhension de la géodynamique interne de la terre. II. ETUDES DES FONDS OCEANIQUES Au cours des années 50, les connaissances sur les fonds océaniques furent progressivement acquises. De nombreuses missions de recherches, faisant appel à des navires océanographiques ou à des sous marins, ont été menées dans les différents océans. Plusieurs techniques ont été adoptées. I. 1. - Cartographie des fonds océaniques Les sondeurs multifaisceaux qui équipent certains bateaux ont permis de cartographier la topographie des étendues des fonds marins. L’application de cette technique a permis d’explorer la morphologie des fonds marins. On y reconnaît à partir de la côte (fig.32). Continent Océan Everest 8 848m 875m moyenne Plateau (plateforme) Continental. Ride (dorsale) -2000m Médio-océanique Pente (Talus) Fosse -5000m Plaines abyssales Marge continentale -8000m (Fosse des Mariannes 11000m) Fig. 32: Morphologie des unités océaniques le plateau continental (ou plate-forme), à pente très faible (1m/km), représentant le fond de 10% de la surface des océans. la pente continentale (ou talus) à pente forte (5% de pente en moyenne, parfois 30 à 40%). Il est parfois entaillé de profonds canyons ou vallées sous-marines. Ces deux éléments de la topographie sous-marine sont en fait des éléments appartenant au domaine continental. Ils sont à rattacher à la marge continentale couverte par l’océan. Le véritable plancher océanique est constitué de 3 éléments distincts: les plaines abyssales (40% en surface), les rides océaniques (30%) et les fosses océaniques. les plaines abyssales, dont la profondeur moyenne est de l'ordre de -5 000m constituent la majeure partie des océans. Elles sont relativement planes, tapissées de sédiments plus ou moins épais. Parfois se dressent des reliefs d’origine volcanique (montagnes sous-marines). les rides ou dorsales médio-océaniques qui parcourent tous les océans s'allongeant sur plus de 65000km, s'élargissant sur 1 500km et pouvant atteindre une altitude au dessus de la plaine abyssale de 3 000m. (fig. 33). Son axe est généralement occupé par une dépression allongée de 2 000m de dénivelé et de 25 à 50km de large. Cette dépression est dénommée rift océanique. 27 Figure 33: Dorsale ou ride médio-océanique. les fosses océaniques, profondes de plus de 6 000m (fig. 34), la plus profonde est la fosse des Mariannes près des îles Mariannes dans le Pacifique (-11 000m). Figure 34: Comparaison des dorsales de l’océan Atlantique et de l’océan Pacifique, et fosses océaniques. les fractures transverses, dénommées failles transformantes, perpendiculaires aux dorsales et qui les découpent en tronçons et les décalent horizontalement (fig. 35). Figure 35: Failles transformantes de l’océan Atlantique découpant la dorsale en segments. 28 I. 2. Dragages des fonds océaniques Des navires sont équipés de pelles mécaniques pour le dragage et raclage des fonds océaniques. Les roches prélevées sur les fonds marins étaient systématiquement des roches volcaniques de type basalte. On en a donc conclu que le plancher océanique était de nature volcanique. I. 3. Forages des fonds océaniques Les forages pour l’exploitation pétrolière a permis de corroborer les résultats des dragages, à savoir que la croûte océanique, sous sa mince couverture sédimentaire (absente au niveau des rides océaniques), était composée de roches volcaniques basaltiques. Les plongées sous-marines ont permis de constater que les rides océaniques sont le site d’une activité volcanique et sismique intense. Toutes ces recherches permirent de conclure que le plancher océanique est constitué par une croûte océanique formée surtout de basaltes recouverts en dehors des rides océaniques par des couches sédimentaires de plus en plus épaisses et anciennes en allant des rides vers le littoral. Les chercheurs ont aussi daté les basaltes et ont trouvé que tous les basaltes constituant les planchers océaniques n’ont pas plus de 200Ma. II. HYPOTHESE DE HESS Harry Hess, un géologue et commandant d’un sous-marin présenta une explication globale pour le système de fonctionnement des fonds océanique en se basant sur des faits tels que le système de la dorsale océanique, sa sismicité, son flux thermique élevé, matérialisé par le volcanisme local, le rift central de la ride et la profondeur de la fosse. En 1962, il affirma que "la dorsale océanique traduit des mouvements de convection dans le manteau terrestre: les dorsales mettent en évidence les courants ascendants chauds et les fosses océaniques les courants descendants froids. La croûte océanique est créée au niveau des dorsales et elle est enfouie dans le manteau au niveau des fosses océaniques". D’après Hess, le plancher océanique se forme dans les rifts océaniques des dorsales. Du magma basaltique remonte des niveaux profonds et alimente la croûte océanique. Cette dernière grandit latéralement de part et d’autre de la ride. La croûte océanique créée s’éloigne de la dorsale au fur et à mesure qu’une nouvelle croûte se forme. En vieillissant la croûte océanique devient plus lourde et plus dense que le manteau qui la supporte, elle plonge dans le manteau au niveau des fosses océaniques. La croûte océanique est continuellement recyclée alors que la croûte continentale, à cause de sa légèreté liée à sa faible densité, est condamnée à dériver à la surface de la Terre". III. EXPANSION OCEANIQUE ET PALEOMAGNETISME Pour sa théorie Hess se basa aussi sur des études sur les inversions paléomagnétiques constatés sur le plancher océanique. III. 1. Les anomalies magnétiques Grâce à la mémoire magnétique des roches et au magnétomètre, on est arrivé à déterminer des anomalies dans l’intensité et la direction du champ magnétique terrestre, au cours des temps géologiques. L’intensité du champ magnétique mesurée à partir des roches est très différente de l'intensité calculée. Les anomalies magnétiques peuvent être positives et négatives. Pour certaines roches, le champ magnétique mesuré est plus important que prévu. Les anomalies magnétiques positives sont créées quand la roche refroidie et se consolide avec le pôle nord magnétique terrestre dans l'hémisphère géographique Nord (comme actuellement). Dans ce cas, le champ magnétique créé par les magnétites du basalte s’ajoute au champ magnétique terrestre actuel. Le magnétomètre détecte alors une anomalie positive. Les anomalies magnétiques négatives sont des intensités du champ plus faible que celle escomptée. Les anomalies magnétiques négatives sont créées quand la roche refroidie et se consolide avec le pôle nord magnétique terrestre dans l'hémisphère Sud. Dans ce cas, le champ magnétique créé par les magnétites se retranche au champ magnétique actuel. Le magnétomètre détecte alors une anomalie négative. 29 III. 2. L’expansion océanique et les inversions du magnétisme terrestre A l’aide de magnétomètres traînés par des bateaux, les océanographes peuvent enregistrer en continu le magnétisme de la croûte océanique. Figure 36: La cartographie des fonds marins révèle des anomalies magnétiques symétriques par rapport à l’axe de la dorsale médioocéanique. On a découvert que le plancher océanique était successivement composé de roches basaltiques à magnétisme normal et à magnétisme inverse (fig. 36). Ces anomalies du champ magnétique des fonds océaniques forment des bandes parallèles aux dorsales médio océaniques et symétriques de part et d'autres de la ride. La croûte océanique basaltique se formerait donc continuellement au niveau des rides océaniques et enregistre le champ magnétique de l'époque, tantôt normal tantôt inverse, de sa formation. Les dorsales sont ainsi les zones de genèse ou zones d'accrétion (de croissance) de la croûte océanique (fig. 37). Figure 37: Formation de la croûte océanique et anomalies magnétiques correspondantes. IV. VITESSE DE L’EXPANSION OCEANIQUE La distance des inversions magnétiques par rapport à la dorsale, le GPS et l’alignement du volcanisme des points chauds sont utilisés pour estimer la vitesse de l’expansion océanique. IV. 1. Distance par rapport à l’axe de la dorsale médio océanique Si on connaît en un point donné l'âge de la croûte océanique et sa distance par rapport à la ride, l'écartement des bandes d'anomalies magnétiques de part et d'autre de la dorsale fournit la vitesse d'expansion des fonds océaniques pendant les périodes qui séparent les différentes bandes d'anomalies magnétiques. Cette vitesse est de l'ordre de quelques cm à plusieurs cm par an (2 à 15 cm/an). 30 IV. 2. Volcanisme des points chauds Les points chauds correspondent à une remontée de magma, depuis de fortes profondeurs, qui perce la lithosphère aussi bien sous les océans que sous les continents et crée des volcans. Le point chaud est enraciné de manière quasi fixe dans les profondeurs du manteau. Le plancher océanique situé sur un point chaud se déplace alors que ce dernier reste fixe. Le mouvement horizontal de la lithosphère océanique crée un alignement d’îles volcaniques suivant le sens du déplacement. Seuls les volcans situés à l’extrémité de l’alignement, au dessus du point chaud, sont actifs (Exemple: îles Hawaï, fig. 38) Kauai 5,1Ma Oahu 3Ma Molokai 1,8Ma Maui 1,32Ma Hawaii 400 000 ans Alignement des îles Hawaï Dans le pacifique Iles volcaniques du Pacifique, Témoins de l’expansion océanique Figure 38: alignement d’îles volcaniques (Hawaï) dans l’océan Pacifique, liées à un point chaud. La direction de l’alignement donne le sens de déplacement du plancher océanique et connaissant l’âge de la formation des îles volcanique par datation absolue, on calcule la vitesse de déplacement du plancher océanique. IV. 3. Le GPS "Global Positioning System" Mis au point et développé par l’armée américaine aux cours des années 60. Perfectionné, vulgarisé et commercialisé à l’échelle mondiale, le système GPS est un système de navigation mondiale utilisant une constellation de 24 satellites opérationnels à tout moment. Les satellites sont placés sur orbites de telle sorte qu’un récepteur sur la surface de la Terre reçoit les signaux d’au moins huit satellites. Les récepteurs peuvent être portables ou fixe équipant les voitures, les bateaux, les avions ou sur les toits des bâtiments officiels (fig. 39). Récepteur portable Récepteur fixe sur un toit Les satellites GPS Figure 39: Géo-positionnement par satellite. Ce système permet grâce aux récepteurs de mesurer avec précision la position d'un point donné à la surface du globe, quel que soit l’heure et le lieu. Il indique: l’endroit exact, les coordonnées géographiques, l’altitude, la vitesse, l’heure, et ce avec rapidité et précision. L’installation d’un certain nombre de stations réceptrices de signaux GPS sûr à différents endroits de la Terre permet de calculer la vitesse de l’expansion océanique. On a distingué: les dorsales lentes 2 à 4 cm/ an dont l’axe est occupé par un rift, exemple: ride ou dorsale médio atlantique au nord; 31 les dorsales rapides, 10 à 15 cm/an dont l’axe est occupé par un dôme, exemple ride ou dorsale Est Pacifique. V. RIFT CONTINENTAL Le rifting continental est le point de départ de la naissance d’un océan. C’est un étirement de la lithosphère continentale qui fini par se rompre sur toute son épaisseur. Des failles normales affectent la lithosphère de part et d’autre de l’axe du rift provoquant l’effondrement d’un fossé central bordé par de compartiments basculés en escaliers (horsts et grabens). Les deux bords de la rupture divergent et s’éloignent l’un de l’autre. Deux modes de formations de rifts continentaux: V. 1. Rift actif Imaginez une situation très simple, un craton continental tectoniquement stable bordé par des bassins océaniques tout autour. Le continent est en parfait équilibre isostatique sur le manteau sous-jacent; Il ne subi ni soulèvement ni enfoncement. Rien d'excitant ne se passe; pas de tremblements de terre ou d'activité volcanique. - ennui implacable, peut-être pendant des dizaines ou des centaines de millions d'années. Dans le continent pacifique stable vient une perturbation. Depuis de très fortes profondeurs du manteau, un panache de magma chaud monte vers la surface et s’accumule à la base du continent créent un point chaud (fig. 40). La chaleur du point chaud réchauffe la croûte continentale, ce qui provoque sa dilatation et son gonflement formant un dôme épirogénique de 3 à 4km de haut et d'environ 1 000km de diamètre (fig. 40). Figure 40: Craton continental tectoniquement stable bordé par des bassins océaniques tout autour. Subissant une perturbation provenant des profondeurs du manteau, un panache de magma chaud ou ultramafique chaud monte vers la surface et s’étend à la base du continent créent un point chaud. Au fur et à mesure que le dôme se gonfle, il se dilate et s'étire, comme une patte étirée, jusqu'à ce que la surface rigide et cassante se fissure le long de failles normales. C’est le début du rifting dont le résultat est de scinder le continent d'origine en deux morceaux bien qu'ils forment un seul continent continu d’un bout à l’autre. Le magma provenant des profondeurs se manifeste par un volcanisme mafique et apparaît comme des sills intrusifs, ou des appareils d'éruption volcanique et/ou des basaltes d'inondation provenant de fissures volcaniques en haut et le long des dykes d'alimentation. Les volcans peuvent être principalement explosifs, ou effusif en coulées de lave de basalte vésiculé et prismées en colonnes. Les basaltes en pillow lava, typique des coulées sous-aquatique, ne sont pas inhabituels dans les stades ultérieurs. Généralement la chaleur intense du point chaud fondra partiellement la base de la croûte continentale composée de granodiorites ou de plagiogranites. Les résultats sont des magmas granitiques alcalins qui 32 remontent pour former des batholithes, envoyant fréquemment des conduits à la surface pour créer de grands volcans felsiques. La formation simultanée de ces deux types de roches très différentes (une du bas et une du sommet de la série de réaction de Bowen) est appelée une distribution bimodale. Le rift axial a une dimension d’une dizaine de kilomètres, et l'élévation du plancher de rift aux crêtes de montagnes de chaque côté est d’environ 4-5km. Structuralement, les vallées du rift sont des grabens de blocs faillés bordés par des montagnes en horsts de chaque côté (fig. 41). Figure 41: Structures d’un rift actif. Le grand graben axial contient de nombreux plus petits horsts et grabens. Les failles normales sont de type listrique. Les surfaces de failles sont incurvées de sorte que les blocs de graben basculent au fur et à mesure qu'ils subsidend, piégeant de petits bassins entre les blocs faillés descendant et le mur de la faille. Au départ, le fond de la vallée axiale est subaérien, qu’il au-dessus du niveau de l'eau (sauf pour les lacs), mais avec le temps le graben axial subside et la mer l’envahit créant un bassin marin étroit (le rendant subaquatique). Les lacs sont des dépressions de piégeage créées lorsque les planchers des grabens s’enfonce et se transforme en étang d’eau. Après la mer envahit le rift et la sédimentation devient mixte d’origine continentale et marine. Dans un temps géologiquement court (~ 10Ma), le bassin termine son remplissage. Comme les anciennes montagnes en horst et les grabens profonds sont lissés, des dépôts de plateau et près de la côte prennent le relais. Les sables dominent maintenant et les lits transversaux abondants et les ondulations indiquent les processus d'eau peu profonde. À ce moment-là, le début de la phase de marge divergente commence (Fondation du rift vallée). Un point chaud peut se former, être actif pendant un certain temps, puis juste mourir. Mais parfois, une chaîne de points chauds se réunit pour créer des cellules de convection. Ceux-ci transforment le point chaud en un système de rifting prêt à créer un nouveau bassin océanique. Le processus de formation des bassins océaniques commence par une forte déferlante d'activité volcanique mafique le long d'un côté du rift axial. Les rifts axiaux ne se divisent généralement pas en deux, au milieu, mais séparées d'un côté ou de l'autre (fig. 42). Dans ce modèle, l'activité est sur le côté de droite du rift et ainsi le rift axial restera avec le continent de gauche. Au début, le magma est injecté comme un grand nombre de dykes basaltiques dans la croûte granitique maintenant amincie et étirée. Tant de dykes se forment qu'il est enfin difficile de reconnaître les roches originelles, le granite envahi par le basalte, ou le basalte envahi par le granite. Ce mélange de granite continental et de basalte injectés s'appelle la croûte 33 transitionnelle (fig. 42) (principalement parce que la vitesse des ondes sismiques traversant est transitionnelle entre le granite plus lent et le basalte plus rapide). Figure 42: Création d’une nouvelle croûte océanique: marge divergente précoce L'activité volcanique mafique est concentrée sur le site du rifting, mais n'y est pas confinée. Les dykes d'alimentation coupent la croûte en de nombreux endroits, parfois des centaines de miles sur les côtés du rift axial. Ce magma peut être placé sous la forme de sills ou de laccolithes, ou peut arriver en surface pour former des volcans fissuraux et des coulées de lave. Au fur et à mesure que l'activité volcanique se poursuit, les deux compartiments du continent originel commencent à s'éloigner et l'écart entre eux se remplit de roches ignées mafiques. Poussée après poussée le magma monte des cellules de convection dans le manteau vers l’espace en expansion continue autant que les continents se déplacent de plus en plus loin. En quelques millions d'années, les deux continents peuvent être séparés par des milliers de kilomètres. Toute ces nouvelles roches ignées sont de composition mafique et ultramafique (basalte / gabbro près de la surface et dunite/péridotite en profondeur). Ces couches de roches forment la nouvelle lithosphère océanique (fig. 42). Le résultat final est qu'en commençant par une seule plaque formée d’un craton continental tectoniquement stable, le rifting a créé une nouvelle frontière de plaque divergente et deux plaques, une à droite et l’autre à gauche (fig. 42). La chaleur montant vers la surface à partir des cellules de convection reste concentrée au niveau du site de rifting au centre du nouveau bassin océanique, de sorte que le bassin océanique s’élargit la marge continentale nouvellement formée (maintenant appelée marge continentale divergente ou marge continentale passive parce qu'elle est géologiquement passive) s'éloigne de la source de chaleur, et se refroidit. V. 2. Rift passif Dans le cas du rift passif, l’amincissement lithosphérique est lié à un étirement de la lithosphère, en relation avec la remontée de l’asthénosphère ce qui correspond, au niveau de la base de la croûte, à une érosion thermique, qui provoque dans un premier temps l’affaissement de fossés d’effondrement (fig. 43B). Cependant cette, remontée de l’asthénosphère va avorter, provoquant en surface un subsidence, dite thermique, et, enfin, le fossé d’effondrement se comblent de sédiments, alors que le volcanisme est généralement absent. La subsidence en géologie est un lent affaissement de la lithosphère entraînant un dépôt progressif de sédiments sous une profondeur d'eau constante. 34 Figure 43: Les premiers stades d’évolution tectonique de rifts (A) actif et (B) passif. Le premier montre un soulèvement lithosphérique et volcanisme résultant de l’érosion thermale à la base de la lithosphère; alors que le second montre la formation de graben et sédimentation sans volcanisme comme résultant de l’extension de la lithosphère. VI. Les marges passives des continents Les marges passives sont des zones de transition entre les continents et les océans. Elles sont stables, calmes et à faible activité sismique ou volcanique. On les appelle marges passives par opposition aux marges actives à forte activité sismique et volcanique, siège du plongement de la croûte océanique dans le manteau. Les marges continentales passives sont des témoins du rift continental qui se couvrent par la suite de sédiments lorsqu’ils sont immergés sous l’eau. Elles sont structurées par des failles normales et sont des pièges à sédiments (fig. 44). VI. 1. Les caractéristiques morphologiques Trois unités plus ou moins profondes se succèdent en partant du littoral: le plateau continental (de 0 à 200m), prolongement du continent (surface quasiment plane), le talus continental (de 200 à 4 000m) a pente relativement forte (> 25%) et le glacis (3 000 à 5 000m), correspondant à une surface de pente relativement plus faible où la bordure continentale raccorde la lithosphère continentale aux fonds océaniques (lithosphère océanique). VI. 2. Les caractéristiques structurales Les caractéristiques structurales des marges passives ont été déterminées à partir de techniques sismiques et de forages. Elles sont marquées d’un amincissement de la croûte continentale depuis la zone émergée jusqu’à sa limite située au niveau du glacis. La partie supérieure de la croûte est découpée en blocs basculés, séparés par des failles normales, pas ou peu actives actuellement. VI. 3. Les caractéristiques sédimentaires La croûte fracturée est recouverte de sédiments de natures et d’âges différents. Les marges passives stables sont des pièges sédimentaires, car: Elles sont proches d’une source de sédiments que constitue le continent. Elles sont un lieu de production biologique à l’origine de la formation de sédiments carbonatés (coquilles...). Elles représentent une zone de subsidence thermique (refroidissement de la lithosphère) accentuée par la surcharge sédimentaire. Les sédiments de ces marges passives peuvent donc fournir des renseignements sur l’histoire du continent. 35 Océan Glacis Talus Plateau continental Continent Croûte océanique Croûte continentale Manteau lithosphérique Moho Sédiments anté-rift Sédiments syn-rift Asthénosphère Sédiments post-rift Représentation schématique du profil d’une marge passive Figure 44: Représentation schématique du profil d’une marge passive. 36 37 I. DEFINITION Un séisme ou tremblement de terre se manifeste en surface par un ébranlement brutal du sol ou une suite de secousses ou de vibrations qui peuvent présenter des amplitudes de plusieurs décimètres et des durées variant de quelques secondes à quelques minutes. Il est provoqué, en profondeur, par un mouvement brusque de deux compartiments d’une faille bloqués pendant longtemps, ou au moment de la création de nouvelles failles, quand le seuil de rupture mécanique des roches est atteint. La fracturation de roches (solides) au niveau d’un foyer soumis à des contraintes, libèrent des ondes dans toutes les directions faisant vibrer le sol. Les parois de la faille mises en mouvement, frottent l'une contre l'autre de telle sorte qu'il y a dissipation de l'énergie accumulée sous forme de vibrations. Lorsqu'un séisme est déclenché, des ondes sismiques se propagent dans toutes les directions. On nomme foyer ou Hypocentre le lieu dans le plan de faille où se produit réellement le séisme et épicentre le point situé sur la surface terrestre à la verticale du foyer (fig. 45). L'étude des séismes présente deux aspects: d'une part manifestation de l'activité interne du globe, d'autre part outil de compréhension de la structure interne du globe. II. QU’EST CE QUI PROVOQUE UN SEISME? Les contraintes appliquées aux roches et provoquant un séisme peuvent être dues à la tectonique des plaques (le mouvement des plaques sur terre), au déplacement de magma, à l’écroulement par gravité, à des explosions produites pas l’homme… III. QU’EST CE QU’UN FAILLE En géologie, une faille est une structure tectonique consistant en un plan, ou une zone de rupture, le long duquel deux blocs rocheux se déplacent l'un par rapport à l'autre. Ce plan divise un volume rocheux en deux compartiments qui ont glissé l'un par rapport à l'autre dans un contexte de déformation fragile. Ce déplacement et la déformation cisaillante sont dus aux forces exercées par les contraintes tectoniques, qui résultent de la tectonique des plaques ou à la force gravitaire (fig. 45). Figure 45: Foyer ou hypocentre, épicentre et différents types de faille et déplacements relatifs. Une faille normale résulte lors d’un mouvement d’extension; une faille inverse résulte lors d’un mouvement de compression; une Faille décrochante résulte lors d’un mouvement de coulissage. 38 Les failles actives sont responsables de la majorité des tremblements de terre ou séisme. Ceux-ci sont dus au glissement rapide (quelques secondes à quelques dizaines de secondes) sur le plan de faille lors du brusque relâchement des contraintes accumulées de façon élastique pendant une longue période intersismique. II. LES ONDES SISMIQUES Direction de propagation Les ondes sismiques sont des ondes élastiques qui peuvent traverser un milieu en le modifiant selon l'intensité du séisme. L'impulsion de départ va "entamer" les particules élémentaires présentes dans le milieu, qui vont "pousser" d'autres particules avant de reprendre leur place, se propageant suivant une réaction en chaîne. Les vibrations lors d'un séisme se propagent dans toutes les directions. On distingue deux grands types d'ondes émises par un séisme: les ondes de fonds, celles qui se propagent à l'intérieur de la terre et qui comprennent les ondes S et les ondes P, et les ondes de surface, celles qui ne se propagent qu'en surface et qui comprennent les ondes de Love (L) et de Rayleigh (R) (fig. 46). Direction de propagation Figure 46: Les différentes ondes séismiques. II. 1. Ondes de fonds (ou de volume) Les ondes P ou ondes primaires sont appelées aussi ondes de compression ou ondes longitudinales (ondes P car ondes de Pression). Le déplacement du sol qui accompagne leur passage se fait par des dilatations et des compressions successives (fig. 47). Ces déplacements du sol sont parallèles à la direction de propagation de l'onde. Elles se propagent dans tous les milieux et sont les plus rapides (6 km⋅s-1 près de la surface), parcourant le chemin le plus court, même dans le noyau terrestre (fig. 47), et sont donc les premières à être enregistrées sur les sismogrammes. Elles sont responsables du bruit sourd que l'on peut entendre au début d'un tremblement de terre. Les ondes S ou ondes secondaires appelées aussi ondes de cisaillement (shear waves d'où ondes S) ou ondes transversales. À leur passage, les mouvements du sol s'effectuent perpendiculairement au sens de propagation de l'onde (fig. 46). Ces ondes ne se propagent pas dans les milieux liquides, elles sont en particulier arrêtées par le noyau externe de la Terre (fig. 48). Leur vitesse est de 4,06 km⋅s-1. Elles apparaissent en second sur les sismogrammes. 39 Figure 47: ondes P et S. Les ondes de fonds se propagent comme toutes les ondes, et en particulier comme les rayons lumineux: elles peuvent être réfléchies ou réfractées, c'est-à-dire déviées à chaque changement de milieu, au passage manteau-noyau par exemple (fig. 48). Elles peuvent ainsi suivre des trajets très complexes à l'intérieur de la Terre. Leur temps de parcours dépend de ce trajet, elles n'arrivent pas toutes en même temps au même endroit. Profondeur Figure 48: Représentation schématique des trajectoires des ondes séismiques (P, S) et leur vitesse de propagation en fonction de la profondeur. II. 2. Les ondes de surface Ce sont des ondes guidées par la surface de la Terre. Leur effet est comparable aux rides formées à la surface d'un lac. Elles sont moins rapides que les ondes de fonds, leur amplitude est généralement plus forte, mais décroit rapidement avec la distance à la surface qui les guide. On peut distinguer (fig. 49): L'onde de Love (L): c'est un anglais Augustus Edward Hough Love qui a découvert leur existence en 1911. Ce sont des ondes de cisaillement, son déplacement est comparable à celui des ondes S sans le mouvement vertical. Les ondes de Love provoquent un ébranlement horizontal qui est la cause de nombreux dégâts aux fondations d'un édifice qui n'est pas une construction parasismique. Les ondes de Love se propagent à environ 4 km.s-1. 40 L'onde de Rayleigh (R): elle a été découverte par John William Strutt Rayleigh en 1885. Son déplacement est complexe, assez semblable à celui d'une poussière portée par une vague, constituant un mouvement à la fois horizontal et vertical (fig. 49). Figure 49: Ondes L et R. III. MESURE D'UN TREMBLEMENT DE TERRE Deux échelles existent pour évaluer les tremblements de terre: l'échelle de Mercalli qui mesure l’intensité du séisme et l'échelle de Richter qui mesure la magnitude du séisme. III.1. Intensité du séisme L'intensité d'un séisme est définie en un lieu par rapport aux effets produits par ce séisme, qu'ils soient seulement observés ou ressentis par l'homme (réveil, chute d'objets, fissures ...) ou qu'ils aient causés des dégâts plus ou moins importants aux constructions. L'intensité dépend du lieu d'observation des effets causés par le séisme. Elle décroît généralement lorsqu'on s'éloigne de l'épicentre du séisme mais varie aussi selon la structure géologique. Une forte intensité est souvent associée à des zones de roches molles (sable, vase, argile et remblais), alors qu'on note une faible intensité dans des zones rocheuses plus solides (grès). Les sismologues parlent d'effets de site. L'échelle de Mercalli indique l'intensité d'un séisme sur une échelle de I à XII (fig. 50). Cette intensité est déterminée en un lieu par deux choses La perception de la population et l'ampleur des dégâts. Figure 50: La comparaison des séismes en fonction des dégâts occasionnés établit sur une échelle des intensités (type échelle de Mercalli ou échelle MSK avec des intensités allant de I à XII). 41 Aujourd'hui, nous n'utilisons que L’échelle de Richter, mais les séismes du passé ne peuvent être évalués que selon celle de Mercalli. III. 2. Magnitude d’un séisme L'échelle de Richter a été instaurée en 1935. Elle fournit ce qu'on appelle la magnitude d'un séisme, calculée à partir de la quantité d'énergie dégagée ou libérée au foyer. A ce jour, le plus fort séisme a atteint 9,5 sur l'échelle de Richter (Chili 1960) (fig. 51). Le graphique de la figure 50 met en relation, la magnitude des séismes, sur une échelle logarithmique, et l'énergie dégagée au foyer, et présente aussi une comparaison entre quelques séismes les plus connus. La magnitude est mesurée grâce aux sismographes (Fig. 52 et 53) qui sont des appareils qui enregistrent l’amplitude des mouvements du sol (Amplitude des ondes Sismiques). Le sismographe est un appareil capable de "sentir" les vibrations des roches ces vibrations sont transmises à une aiguille qui les inscrit sur un cylindre qui tourne à une vitesse constante. Les ondes P sont les plus rapides suivies des ondes S puis celles de surface. On obtient un enregistrement appelé séismogramme (fig. 54). La magnitude M d’un séisme se calcule selon la formule suivante: M = Log (A/T) + F (Δ) A = amplitude maximale en mm (mesurée par un sismographe) T = période des ondes de volume (S et P) en s Δ = distance épicentrale en degré F = terme empirique compensant l’amortissement du signal par la distance Figure 51: Echelle de Richter. 42 Cette courbe nous montre, qu'avec une progression arithmétique de la magnitude, l'énergie dégagée au foyer croît de manière exponentielle. En clair cela signifie qu'un séisme de magnitude 8, comme celui de Mexico en 1985 n'est pas 25% plus fort qu'un séisme de magnitude 6 comme celui de Saguenay en 1988, mais 1000 fois plus fort. IV. Localisation d'un tremblement de terre à la surface de la planète Un séisme produit des ondes sismiques qui peuvent être enregistrées à la surface de la terre par des sismographes (fig. 52 et 53). Celui-ci est composé d’une masse et d’un bâti lié au sol, qui porte également le système d’enregistrement. Le stylet (attaché à la masse) trace sur un tambour rotatif (système d'enregistrement) la courbe correspondant aux vibrations. L'enregistrement est appelé sismogramme. Pour enregistrer tout les mouvements du sol, il faut 3 sismomètres/sismographes: un pour mesurer les déplacements verticaux (fig. 52), et deux autres pour les déplacements horizontaux (Nord-Sud et Est-Ouest) (fig. 53). Figure 52: séismographe enregistrant les mouvements verticaux du sol. Figure 53: séismographe enregistrant les mouvements horizontaux du sol (E-W). Les ondes P se propagent plus rapidement que les ondes S; c'est cette propriété qui permet de localiser l’épicentre d’un séisme. Les ondes sismiques sont enregistrées en plusieurs endroits du globe par des séismographes. En un lieu donné, comme les ondes P arrivent en premier, il y aura sur l'enregistrement sismographique un décalage entre le début d'enregistrement des deux types d'ondes (fig. 54). 43 Figure 54: Tracé d’un séisme = sismogramme montrant le décalage d’arrivée des ondes P et S. Les vitesses de propagation des deux types d'ondes (P et S) dans la croûte terrestre ont été établies et on possède par conséquent des courbes étalonnées (fig. 55). Figure 55: vitesses de propagation des deux types d'ondes (P et S) dans la croûte terrestre. 44 La figure 55, montre que pour franchir une distance de 2000km, l'onde P mettra 4,5 minutes, alors que l'onde S mettra 7,5 minutes pour parcourir la même distance; il y a un décalage de 3 minutes. Pour un séisme donné, il s'agit de trouver à quelle distance sur ce graphique correspond le décalage obtenu sur l'enregistrement sismographique; on obtient alors la distance entre le séisme et le point d'enregistrement. Dans notre exemple, la distance qui correspond à un décalage de 6 minutes est de 5000km. Ceci ne nous donne cependant pas le lieu du séisme à la surface du globe. Pour connaître ce point, il nous faut au moins trois enregistrements; par exemple (fig. 56, voir TD): Considérons les enregistrements d'un séisme en stations sismiques (fig. 56): Halifax, Vancouver et Miami. Les enregistrements indiquent que le séisme se situe dans un rayon de 560km d'Halifax, un rayon de 3900km de Vancouver et un rayon de 2500km de Miami. On situe donc le séisme au point d'intersection des trois cercles, soit à La Malbaie. En pratique, on utilise généralement plus que trois points. Figure 56: Localisation du lieu d’un séisme à la surface du globe. V. TSUNAMI ET RAZ DE MAREE: CATASTROPHE CONSECUTIVE A UN SEISME. Le tsunami (nom tiré du japonais) est un phénomène particulièrement destructeur consécutif à un mouvement du fond marin généré par un séisme, une éruption volcanique ou un glissement de terrain. La figure 57 illustre la nature d'un tsunami engendré par un soulèvement du fond marin causé par un séisme. Figure 57: Soulèvement du fond marin causé par un séisme. 45 Le mouvement du fond marin engendre un gonflement de la masse d'eau. Ce gonflement donne lieu à une vague qui en surface de l'océan est à peine perceptible (de quelques centimètres à moins d'un mètre d'amplitude en général), mais qui s'enfle en eau peu profonde pour atteindre des amplitudes pouvant aller jusqu'à 30m. La vitesse de propagation de ces vagues est de 500 à 800km/heure en eau profonde (milliers de mètres), diminuant à quelques dizaines de km/heure en eau peu profonde (moins de 100m). La périodicité des vagues est de l'ordre de 15 à 60 minutes. Ainsi, un tsunami initié par un mouvement du fond marin à la suite d'un séisme qui se sera produit à 1000km des côtes viendra frapper ces dernières environ 2 heures plus tard. On peut aisément imaginer l'effet destructeur de telles vagues déferlantes sur les côtes habitées et les populations (fig. 58). Figure 58: Temps de parcours estimé de l'onde du tsunami et vue aérienne près de l'aéroport de Sendai après le séisme et le tsunami du 11 mars 2011. VI. ORIGINE DES SEISMES On peut distinguer trois sortes de phénomènes communément appelés tremblements de terre ou séismes fig. 59: le tremblement d'origine tectonique qui provoque le plus de dégâts à la surface de la terre et déforme les fonds marins générant des raz de marée ou tsunamis, le tremblement d'origine volcanique dû aux mouvements des magmas dans les chambres magmatiques des volcans, le tremblement d'origine humaine par remplissage de retenues de barrages, injection ou exploitation de fluides dans le sous-sol, explosions dans les carrières... Figure 59: Causes des séismes naturels. 46 VI. 1. Séismes liés à la tectonique des plaques Dans la croûte terrestre (océanique ou continentale), les mouvements relatifs des plaques sont accommodés par des failles. Dans la partie supérieure de la croûte, ce mouvement de failles n'est généralement pas continu: les failles restent bloquées pendant de longues périodes de temps (il n'y a pas de fluage permanent comme dans les couches inférieures), tandis que le mouvement régulier des plaques se poursuit de part et d'autre. La région de la faille bloquée se déforme alors progressivement; la faille se charge d’énergie jusqu'à ce qu'elle cède et coulisse brutalement sur toute sa surface libérant ainsi toute l’énergie accumulée: c'est la rupture sismique, qui relâche ainsi les contraintes tectoniques, et rattrape le retard au mouvement des plaques. Des petits réajustements des blocs au voisinage de la faille se produisent après la secousse principale, donnant lieu à des séismes de magnitude plus faible, les répliques, dont le nombre et l'énergie vont en décroissant rapidement avec le temps. La faille, de nouveau bloquée, se recharge, et le cycle sismique recommence. Un séisme de magnitude 8 peut donner des répliques pendant plus d'un an, dont certaines peuvent provoquer de nouveaux dommages. Ce cycle sismique conduit à des prédictions à long terme. Si les plaques de part et d'autre de la faille ont un mouvement relatif moyen de 1cm/an, on peut s'attendre à un glissement sismique de 1m tous les siècles (magnitude typique de 6.5 à 7), ou bien de 10m tous les millénaires (magnitude typique de 8.5 à 9). Il existe une corrélation très forte entre les emplacements des épicentres et les limites de plaques. VI. 2. Les séismes non tectoniques Si les séismes d’origine tectoniques sont les plus nombreux, il existe cependant d'autres types de séismes naturels et artificiels. VI. 2. 1. les séismes volcaniques Ce sont les séismes naturels non tectoniques les plus fréquents. Ils se produisent en même temps qu'une activité volcanique avec ou sans éruption. Ces séismes volcano-tectoniques, situés dans la croûte, peuvent être générés à des intervalles de temps réguliers et rapprochés, produisant des vibrations quasi continues: on les appelle alors trémors. VI. 2. 2. les séismes provoqués Ce sont les séismes dus aux explosions. Ces explosions sont de natures très différentes et vont des tirs de mines et de carrières aux explosions nucléaires. VI. 2. 3. les séismes induits D'autres séismes sont dus à l'activité de l'homme. La mise en eau de certains lac-réservoirs de barrages, les sites d'exploitation de gaz naturel, les exploitations minières ont été à l'origine de séismes induits, même dans des régions ayant une activité sismique modérée. Pour la mise en eau des lacs de barrage, La cause est vraisemblablement l'infiltration d'eau dans les microfractures des roches, ce qui entraîne une diminution de la résistance des roches puis à leur rupture sous la pression d'eau supplémentaire. Les séismes induits sont également observés au voisinage d'exploitations minières, avec l'effondrement de certaines cavités ou "coups de toit". VII. CONSEQUENCES D’UN SEISME Il existe trois types de conséquences : humaines, économiques et environnementales. VII. 1. Les conséquences humaines Le séisme est la catastrophe naturelle la plus meurtrière connue actuellement sur le globe terrestre dû à ses effets directs (effondrements de bâtiments, chutes d'objets) et aussi par ces phénomènes induits comme le mouvement de terrain ou encore le tsunami. Ce séisme peut aussi induire à d'autres phénomènes comme les incendies ou les ruptures de réseau de gaz provoquant un nombre important de victimes. Un très grand 47 nombre de victimes peuvent se retrouver sans abris et donc être évacué, comme par exemple pour le séisme de Kobe en 1995 qui verra 6000 morts, 37 000 blessés et 310 000 personnes évacuées. VII. 2. Les conséquences environnementales Les séismes ont pour principales conséquences de modifier les paysages (décrochement, glissement, apparition ou tarissement de sources...). Ces conséquences sont le plus souvent modérées mais dans certains cas, ce phénomène peut provoquer la disparition totale du paysage, c'est le cas lorsque les séismes atteignent une magnitude et une intensité très élevées. Ils peuvent aussi provoquer de nombreuses pollutions qui seront parfois fatales à un grand nombre de personnes. VII. 3. Les conséquences économiques Si les impacts d'un séisme d'un point de vue humain et environnementale sont très importants, ils le sont aussi sur le point de vue économique. Il peut provoquer la destruction de nombreux bâtiments comme les usines ou encore les entreprises qui sont actuellement des sites de production importants pour l'économie d'un pays mais il y a aussi la destruction de ponts, de routes et de voies ferrées qui provoque une véritable perturbation dans l'activité économique d'un pays. La reconstruction de ces dégâts coûte très chère. Par exemple avec le séisme du Japon en Mars 2011 qui fit des dizaines de milliards de dollars de dégâts. VIII. BREF HISTORIQUE DES PRINCIPAUX SEISMES AU MAROC: Le Maroc se trouve sur une région sismique très activée (fig. 59). Le Maroc a connu durant son histoire plusieurs tremblements de terre, dont les plus violents ont été enregistrés en 1755 détruisant la plupart des villes côtières marocaines et en 1960 faisant 12.000 morts à Agadir (fig. 60). Figure 60: Place de l’Afrique NW dans le cadre de la tectonique des plaques. Limite des plaques Afrique Eurasie dans sa partie occidentale 48 Figure 62: Séisme d’Agadir avec une magnitude 5,7 sur l’échelle de Richter. La ville était quasiment rayée de la carte, ses 3/4 ont été détruits. L’image montre la Kasbah à Agadir. Les séismes se produisent à la zone frontière entre la plaque tectonique eurasienne et la plaque africaine (fig. 60), "dans une région où la plaque africaine bouge vers le nord-ouest, contre la plaque eurasienne, à une vitesse de quelques millimètres par an (fig. 60). Le déplacement relatif de la plaque crée un environnement tectonique propice à des tremblements de terre de magnitudes élevées provoqués par des failles (fig. 61). Figure 61: Détermination des emplacements exacts des tremblements de terre et les mécanismes focaux (à la fois intermédiaire et de profondeur). La carte de la figure 61 montre l’emplacement des épicentres des séismes historiques et actuels. La première constatation est cet alignement des épicentres selon une droite limitant la plaque africaine et la plaque eurasiatique. Cette limite longe la mer méditerranée depuis la microplaque d’Arabie, passe par le détroit de Gibraltar, les Açores et se branche sur la ride médio-atlantique. C’est une limite remarquablement sismogène (fig. 59 et 61). 49 VIII. PREVENTION Pour prévoir les risques sismiques l’Homme a toujours mis en place des solutions plus ou moins évidentes depuis très longtemps. Pour localiser les zones sismiques on a mis en place des cartes d’aléas: c’est-à-dire que ces cartes évaluent les risques sismiques dans des régions plus ou moins précises ces cartes sont réactualisées très souvent pour avoir des résultats précis au fil du temps. On peut prévenir les risques de destruction des habitations grâce aux constructions para-sismiques (fig. 62) qui sont essentielles à la sauvegarde des vies humaines et qui permettent de limiter les pertes économiques. Ces constructions apportent plus de flexibilité et de souplesse au bâtiment. On peut aussi prévenir les risques sismiques en appliquant aux personnes habitants dans des zones à risques l'une des méthodes de prévention les plus efficace, l'éducation des populations concernées. Il faut savoir qu'en cas de séisme il faut: Avant le séisme - couper l'eau, le gaz, l'électricité etc. - éviter de placer des objets lourds sur des étagères Lors du séisme - rester à un endroit fixe - se protéger la tête avec les bras - s'éloigner des fenêtres, se mettre à l'abri (sous un table) - en voiture, s'arrêter puis ne pas descendre avant la fin de la première secousse. - se tenir informé de l'évolution de la situation (radio, télé) Après la première secousse - ne pas fumer - évacuer le plus rapidement possible les bâtiments - ne pas prendre l'ascenseur - ne jamais rentrer dans une maison endommagée, s'éloigner de tout ce qui peut s'effondrer. Sans les mesures de préventions le nombre de victimes et de dommages aux habitations seraient multipliés par deux ! Par exemple en Martinique (zone de sismicité très forte) il faut prévoir plus de mesures de sécurité que dans une zone sans risque. En conclusion on peut prévenir les risques sismiques: grâce à la qualité de construction des bâtiments dans les zones sismiques, grâce à l'information des personnes habitant dans des régions à Risques. Ces deux éléments sont essentiels afin limiter le nombre de victimes, les dégâts matériels et les pertes financières. Figure 62: Constructions parasismiques. 50 Références Internet Expansion océanique et tectonique des plaques http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/XML/db/planetterre/metadata/LOM-convection-2005-04-01.xml http://www.er.uqam.ca/nobel/k20322/plien.html http://pubs.usgs.gov/publications/text/understanding.html http://pubs.usgs.gov/publications/text/tectonic.html http://volcano.und.edu/vwdocs/msh/ov/ovpt/ovpt.html http://www.cscotese.com/earth.htm http://www.nrcan.gc.ca/gsc/pacific/vancouver/earthsci/250_f.htm http://vishnu.glg.nau.edu/rcb/Ordovician.html http://isc.u-strasbg.fr/Pedago/source_seismes.fr.html http://darkwing.uoregon.edu/~millerm/slides.html http://www-glg.la.asu.edu/~sreynolds/geologic_scenery/geologic_scenery_images.htm http://www.jeulin.fr:7557/CDPHOTOS/CD3/SousChapitre5.html http://www.dstu.univ-montp2.fr/ENSEIGNEMENTS/DOCPED/Doc/DocCycle1/DLB/STU1 /Tecto/tecto-14.htm Séismes http://www.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s1/seismes.html http://dinosoria.com/tremblement_terre.htm http://crdp.ac-amiens.fr/crdp/seismes/002.htm http://ecole.pagespro-orange.fr/.collegegalaberte/travcroises/base/seismes.htm http://www.prim.net/actu/archives/seismes.html http://www.wwnorton.com/college/geo/egeo/animations 51 52 I. INTRODUCTION La découverte de l’expansion océanique a apporté la preuve qui manquait à Wegener; "le moteur de la dérive des continents". Les continents font partie d’un ensemble rigide (croûte océanique, croûte continentale reposant sur le manteau lithosphérique rigides) qui se déplace sur l'asthénosphère ductile, plastique et molle. A partir de la théorie de Hess, qui a été presque immédiatement acceptée et des observations ultérieures, des géologues ont essayé d’expliquer un certain nombre de phénomènes actuels (volcanisme, séismes, alignements de chaînes de montagnes, fosses marines…) si bien que la théorie de la tectonique des plaques à été formulée presque simultanément par plusieurs auteurs entre 1967 et 1968. II. DEFINITIONS Une plaque tectonique (également appelée plaque lithosphérique; lithosphère = «sphère de pierres») est une couche massive formée de roches de la croûte océanique et/ou continentale reposant sur le manteau lithosphérique. La plaque est peu épaisse par rapport à sa surface, sa taille varie de quelques centaines à plusieurs milliers de kilomètres (fig. 63). Son épaisseur s'étend de moins de 7km pour la jeune lithosphère océanique à environ 150km ou plus pour la lithosphère continentale (fig. 64). Fig. 63: Plaques lithosphériques et leurs mouvements relatifs. La tectonique des plaques est une théorie scientifique planétaire unificatrice qui propose que les déformations de la lithosphère sont liées aux forces internes de la terre et que ces déformations se sont traduites par le découpage de la lithosphère terrestre en une douzaine de plaques rigides qui flottent et se déplacent sur l’asthénosphère (asthenos = sans résistance) les unes par rapport aux autres (fig. 63). A leurs limites, les plaques divergent, coulissent, convergent, se chevauchent ou entrent en collision. Il existe 12 plaques principales à la surface de la Terre et 40 plaques mineures ou microplaques. 53 Figure 64: Lithosphère continentale et lithosphère océanique. Figure 65: Limite inférieure d’une plaque lithosphérique. III. FRONTIERES DES PLAQUES LITHOSPHERIQUES III. 1. La limite inférieure des plaques La limite inférieure peut être définie par le changement de comportement mécanique des roches du manteau supérieur sous l'influence de la température. Du fait de l'augmentation de la température avec la profondeur, les roches du manteau supérieur acquièrent un comportement de plus en plus ductile. La limite entre lithosphère et asthénosphère est la zone où le comportement ductile l'emporte largement sur le comportement cassant (fig. 65). Figure 65: Plaque lithosphérique et sa limite inférieure. 54 La lithosphère est la zone qui est située au-dessus de la LVZ; elle comprend la croûte (10 à 30 km) et le manteau supérieur lithosphérique (environ 100 km) (fig. 66). Sa limite inférieure la plus générale est l'isotherme 1300°C (fig. 65). Figure 66: Limite lithosphère asthénosphère par l’étude des vitesses de propagation des ondes séismiques. III. 2. Les frontières divergentes Dans l’Asthénosphère, Les courants de convection apportent la matière solide et chaude. Sous la dorsale médio-océanique, la concentration de chaleur chauffe les roches, les dilate et provoque le soulèvement de la dorsale océanique et l’effondrement du rift le long de son axe. La divergence des courants de convection produit des forces de tension qui font que de part et d’autre de l’axe de la dorsale les deux plaques s’éloignent. Entre ces deux plaques divergentes, les failles permettent des éruptions volcaniques et les émissions de magma et créer de la nouvelle croûte océanique (fig. 67). Continent Marge passive Lithosphère Océan Ride médio-océanique Courants de convection Croûte océanique Croûte continentale Continent Marge passive Magma Manteau lithosphérique Manteau Supérieur Asthénosphère Fig. 67: Bloc-diagramme schématique d’un océan de type Atlantique 55 Sédiments En s’éloignant de l’axe de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit, elle s’épaissit par le bas, la partie supérieure de l’asthénosphère se refroidie et se transforme en manteau lithosphérique plus froid et plus rigide. Elle passe ainsi de quelques kilomètres au niveau de la dorsale à près de 100km d’épaisseur à environ 1 000km de l’axe. Sa densité augmente au fur et à mesure que l’on s’éloigne de l’axe de la dorsale (fig. 68). Loin de l’axe de la dorsale, cette augmentation de la densité de la lithosphère océanique pouvant atteindre des valeurs supérieures à celle de l’asthénosphère sous-jacente entrainant ainsi un état de déséquilibre. Dans ces conditions l’équilibre sera rétablit par le plongement de cette lithosphère océanique qui est devenue trop dense sous la plaque lithosphérique sus-jacente et moins dense: c’est la subduction. III. 2. 1. Les mécanismes de l'expansion océanique Plusieurs hypothèses ont été émises pour expliquer le mécanisme de l'expansion océanique (fig. 68). Poussée aux dorsales: le moteur est au niveau des dorsales. Les dorsales s'écartent. Entraînement par le manteau: le moteur est au niveau de la plaque toute entière. Elle est entraînée par des mouvements du manteau, en particulier par les mouvements de l'asthénosphère. Traction par enfoncement des plaques: le moteur est dans l'enfoncement des plaques. Les plaques s'enfoncent dans les zones de subduction, lesquelles tirent les plaques. Enfoncement par gravité: Le moteur réside dans la rigidité des plaques. C'est leur densité qui cause leur enfoncement dans le manteau. Figure 68: Hypothèses proposées pour expliquer le mécanisme de l'expansion des fonds océaniques. Dans toutes ces différentes hypothèses, le rôle des plaques est fondamental. Cependant, elles ne nient pas le rôle du manteau. Celui-ci fournit l'énergie thermique à partir de laquelle les cycles convectifs s'établissent, près de la surface, et affectent les plaques. Cependant, aucun de ces mécanismes à lui seul ne peut expliquer toute la complexité de l'expansion des fonds océaniques. Il est probable que plusieurs d'entre eux soient actifs en même temps. III. 2. 2. Formation de la lithosphère océanique La lithosphère océanique se développe au niveau des dorsales médio-océaniques et qui s’édifie entre deux plaques en s’écartant l’une par rapport l’autre à cause des forces auxquelles elles sont soumises (fig. 68). La croûte est générée par la fusion partielle de manteau lherzolithique (péridotites fertiles) (fig. 69), provoquée par la décompression adiabatique (ascension du manteau sans perte de chaleur) du matériel mantellique en cours d’ascension grâce aux courants de convection. On obtient des magmas basaltiques de type MORB (Mid Ocean Ridge Basalt) qui s’accumule dans une chambre magmatique où il cristallise, puis, si la pression est suffisamment importante, il s’injecte par des 56 failles étroites dans l’axe de la dorsale (fig. 70) et enfin il arrive en surface pour s’épancher sous forme de laves avec des structure particulières, en coussins ou pillow lava (fig. 71) La fraction de la péridotite fertile qui n’a pas fondue correspond a un résidu d’harzburgite correspondant à de la lherzolite appauvrie en éléments incompatibles et enrichie en éléments compatibles par extraction du liquide magmatique basaltique (péridotites résiduelles de l’harzburgite) (fig. 80). Le taux de fusion du manteau impliqué dans la genèse de la croûte océanique est d’environ 25% actuels. Figure 69: Diagramme de classification des péridotites et des pyroxénites, basée sur les proportions en olivine et en pyroxène. Sous l’action de courants de convection, la lithosphère océanique se développe en permanence (1cm à 15cm par an). Les températures d’épanchement du magma basaltique est de l’ordre de 1300°C. La lithosphère océanique a été échantillonnée par des submersibles dans l’atlantique et dans le pacifique. La croûte océanique est composée de roches de composition chimique basaltique similaire, mais avec des texture différentes en fonction des conditions de refroidissement (fig. 81). Le liquide magmatique de composition basaltique remonte et s’accumule dans la chambre magmatique à quelques km de profondeur. Les cristaux qui se forment dans la chambre magmatique formeront les gabbros (2 à 7 km de profondeur), et le magma basaltique remontant vers la surface et se refroidissant ainsi rapidement formera le complexe filonien et la couche de basalte présente à la surface de la croûte océanique (0 à 2 km de profondeur) (fig. 81). Ces basaltes montrent une structure particulière en boule ou en tube, liée au refroidissement rapide et à la pression exercée par la tranche d’eau de l’océan (fig. 82). Figure 70: Structures et Lithologie d’une dorsale médio-océanique lente et édification de la lithosphère océanique. 57 Figure 71: Structure des laves basaltique dans un gisement sous-aquatique comme la partie supérieure de la croûte océanique. III. 2. 3. Les types de dorsale médio-océanique i) La dorsale de type atlantique (lente) La vitesse d’expansion est de quelques centimètres par an (entre 0,5 et 4 cm). Tout au long du sommet, on observe une dépression axiale d’environ 2 km de profondeur et de 30 km de largeur. Formé de grabens emboîtés, ce rift est marqué de foyers sismiques profonds (fig. 72). L’hydrothermalisme est rare. La chambre magmatique montre un apport discontinu de lave: les gabbros et les basaltes sont produits en faible quantité. L’apport de chaleur est faible (séisme, volcan). ii) La dorsale de type pacifique (rapide) L’expansion est d’au moins 5 cm par an. La vallée axiale est absente, mais on observe un dôme, ou horst, peu accidenté (fig. 72). Les foyers sismiques sont peu profonds (à une profondeur inférieure au kilomètre). La chambre magmatique est permanente et la remontée de magma est continue, ce qui explique une vitesse d’expansion importante. Figure 82: Dorsale lente de type atlantique avec un axe en rift et dorsale rapide de type pacifique avec un axe occupé par un dôme. 58 Dans le cas des dorsales rapides, les anomalies thermiques sont fortes, étant donné l’arrivée rapide et abondante du magma. L’activité hydrothermale est concrétisée par la présence de nombreuses cheminées correspond à des sources hydrothermales océaniques. C'est une éjection d'eau chaude (pouvant dépasser 300°C) à partir des roches situées au fond de l'océan, à une profondeur pouvant atteindre 4 000 m. L'eau est chargée de particules métalliques, d’où leur couleur sombre et leur appellation de fumerolles, qui constituent, par précipitation, des cheminées de minerai autour des bouches de sortie (fig. 73). Figure 73: Activité hydrothermale représentée par des fumerolles océaniques. III. 3. Les frontières convergentes La surface de la Terre étant constante, lorsque de la nouvelle lithosphère océanique se forme, il faut que l’ancienne disparaisse. Figure 74: La lithosphère océanique créée au niveau des limites divergentes est détruite plus tard au niveau des limites de zone de subduction. En s’étalant loin de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidie vieillit et s’épaissit, sa densité augmente et devient plus dense que l’asthénosphère sous-jacente et ceci dans une période allant de 20 à 50Ma après sa formation. La densité et l'excès de masse continuent d'augmenter après ce temps, et la subduction est la 59 réaction de la Terre de revenir à l'équilibre en permettant à de grandes dalles de vieilles lithosphères océaniques denses de sombrer dans l'asthénosphère sous-jacente (fig. 74). Il y a deux grandes familles de marges convergentes: Les marges de Subduction, et Les marges de Collision III. 3. 1. Les marges de subduction La subduction est le processus par lequel une plaque tectonique océanique s'incurve et plonge sous une autre plaque avant de s'enfoncer dans le manteau. La plaque qui plonge en subduction est toujours une plaque océanique, qui a une densité élevée. Elle peut plonger sous une plaque continentale ou sous une autre plaque océanique fig. 75). Au niveau de la zone d'enfoncement, la déformation de la plaque plongeante produit des séismes à foyer peu profond, tandis que, plus en profondeur, la résistance du manteau à la pénétration produit des séismes à foyer profond. Une marge passive correspond à la limite entre une croûte océanique et une croûte continentale située sur la même plaque lithosphérique. Une marge active correspond à la limite entre une croûte océanique et une croûte continentale où s'effectue une subduction. À ce niveau, de la lithosphère océanique plonge sous une autre lithosphère océanique ou continentale et disparaît dans le manteau. Une marge passive est constituée d'une zone de transition appartenant à la même plaque tandis qu'une marge active correspond à une zone de subduction. La vitesse d'enfoncement est de l'ordre de quelques cm par an ; il faut donc plusieurs millions d'années pour amener le matériau froid de la lithosphère à la température du manteau. Figure 75: Par rapport aux grandes divisions physiographiques, les limites d'une zone de subduction du type B (Benioff) se groupent en trois classes: (i) Océan / Continent, ex: Mexique, Chili, Pérou ; (ii) Océan / Continent (Bassin Intérieur), ex: Aléoutiennes, Kouriles, Sumatra ; (iii) Océan / Océan, ex: Mariannes, Tonga, Petites Antilles. Une marge active peut aussi être de nature océanique. Ces marges actives ont des caractéristiques communes (fig. 75): – une fosse océanique, souvent associée à un prisme sédimentaire d'accrétion; – une chaîne volcanique qui se présente soit comme une cordillère marquant le rebord d'un continent, soit comme un arc insulaire. Leurs éruptions explosives, libérant de gigantesques quantités de cendres, sont liées à la nature andésitique du magma; – une activité sismique intense, dont les foyers se répartissent sur un plan oblique qui plonge sous l'arc insulaire ou la marge continentale et appelé le plan de Wadati-Bénioff (fig. 76). 60 Figure 76: foyers sismiques associés à une zone de subduction sous le Japon. Les marges de l'océan Pacifique au niveau du Japon et du Pérou en sont un exemple mais certaines de ces caractéristiques se retrouvent également dans des zones de convergence entre deux plaques de lithosphère océanique comme dans les archipels des Mariannes ou des Tonga. III. 3. 1. 1. Les conséquences de la subduction Le réchauffement en profondeur de la lithosphère océanique donne naissance à un magma caractéristique, moins dense que le manteau, qui a tendance à migrer vers la surface. Des volcans se forment ainsi à la verticale de la plaque plongeante lorsque celle-ci atteint entre 100 à 150 km. Ce magma a pour origine essentielle la fusion partielle des péridotites hydratées du manteau supérieur de la plaque chevauchante. Elles reçoivent en effet l'eau de déshydratation provenant du métamorphisme de la plaque plongeante. Les magmas des zones de subduction entraînent en général la formation de basaltes calco-alcalins et d'andésites, souvent aussi de rhyolites et parfois de diorites. Leur composition reflète l'évolution plus ou moins longue d'un même magma – appelée différenciation magmatique – au sein de chambres magmatiques. Il se produit une cristallisation fractionnée puis une sédimentation des cristaux qui fait évoluer la composition chimique du magma; il s'enrichit alors en silice, en potassium et en sodium et devient de plus en plus visqueux. Il en résulte des éruptions explosives accompagnées de gaz et de cendres ainsi que des aiguilles volcaniques. Le frottement des plaques peut former un prisme d'accrétion lorsqu'il y a «pelage» des sédiments et de la partie superficielle de la croûte. Par ailleurs, des écailles tectoniques peu épaisses séparées par des failles se forment à la limite des plaques. La subduction peut aussi être à l'origine de la formation d'une chaîne de montagnes comme la cordillère des Andes. III. 3. 1. 2. Les modes de subduction Il ya deux façons de faire enfoncer une lithosphère océanique (fig. 77): Dans le cas de la figure 77a la subduction est mise en évidence par le mouvement de la fosse qui ne se déplace pas elle-même, La lithosphère océanique en glissant sur un chemin incliné, de telle sorte qu'un morceau de lithosphère suit le même chemin emprunté par un autre morceau de lithosphère à l'origine. Dans ce cas, la fosse ne bouge pas. C’est la subduction au sens strict. Dans le cas de la figure 77b, représenté également dans une série temporelle en trois étapes, c’est le roulement (Rollback), l’enfoncement de la lithosphère océanique où une seule pièce coule, plutôt que des glissades, dans l'intérieur de la Terre qui est liée à la traction exercée par la plaque chevauchante. Dans ce cas, la tranchée doit se déplacer vers le large. 61 Figure 77: Les modes de comportement possibles de la lithosphère océanique dans une zone de subduction. III. 3. 1. 3. Angle de subduction Dans le cas de subduction avec un angle important (30° à 80°) la fosse est profonde, il peut exister un bassin d’arrière arc. Une tectonique extensive peut donc survenir dans une zone de convergence; le manteau au dessus de la plaque subductée est plus épais et l’arc volcanique est plus proche de la fosse (fig. 78a). Dans ce cas on remarque qu’il y’a peu de contact, donc peu de frottement, en les deux croûtes océanique et continentale; ceux-ci entraînent des séismes mais de faible magnitude. C’est le cas de subduction de type Mariannes. Dans le deuxième cas, avec un plan de subduction peu incliné ( < 30°) (fig. 78b), la fosse est peu profonde, les frottements entre les deux plaques sont forts et engendrent des séismes de forte magnitude et l’arc volcanique est décalé vers l’intérieur du continent. C’est le cas de subduction de type Chili. Figure 78: Zones de subductions, avec (a) un fort angle (type Marianne) et (b) avec un faible angle (type Chili) entre la plaque océanique subductée et la plaque continentale chevauchante. III. 3. 1. 4. Flux géothermique Le flux géothermique est la quantité de chaleur dissipée par unité de surface de sol. Au niveau de la fosse de subduction, ce flux est anormalement faible (anomalie négative) tandis qu’en arrière de la fosse au niveau de l’arc magmatique, ce flux est anormalement élevé (anomalie positive) (fig. 79). 62 Figure 79: Modèle de tracé des isothermes (lignes d'égale température) dans une zone de subduction (en coupe). III. 3. 1. 5. Les métamorphismes associés aux zones de subduction Deux types principaux de métamorphisme sont communs dans un arc volcanique insulaire formant une ceinture métamorphique appariée. Le premier est le métamorphisme barrovien (BT à HT, MP) formé en profondeur sous les volcans de l’arc par la chaleur des batholithes, associée à un pliage et un cisaillement intenses. Parce que les batholithes envahissent la croûte océanique mafique, ces roches sont transformées en roches métamorphiques dans le faciès schiste vert (riche en chlorite et épidote), amphibolite (riche en amphibole) et granulite (riche en pyroxène) au fur et à mesure que nous nous approchons des batholithes et que l’on se localise de plus en plus profondément dans la croûte. Les batholites cristallisés, intermédiaires et felsiques peuvent également être métamorphisés en gneiss et migmatites (fig. 80). Figure 80: Caractéristiques sédimentaires et métamorphiques des zones de subduction de type arc volcanique insulaire. 63 Le deuxième métamorphisme est le métamorphisme du faciès schiste bleu (HP, BT) résultant de l’enfoncement de la lithosphère océanique vers des profondeurs de plus en plus fortes (fig. 80, 81). Il s'agit d'une pression élevée car il s'agit d'une limite convergente, une BT parce que les roches superficielles froides sont rapidement subductés et n'ont pas le temps de se réchauffer. Ces ceintures de métamorphisme barrovien et schiste bleu forment une ceinture métamorphique appariée, qui est toujours le résultat de la subduction. Figure 81: Transformations métamorphiques d’un gabbro de l’expansion océanique jusqu’à la subduction. III. 3. 2. Les marges de collision Au fur et à mesure que les marges destructives évoluent, une plaque descendante transportera une croûte continentale ou un arc insulaire dans une zone de subduction. L'introduction de cette croûte de faible densité dans la zone de subduction modifie fondamentalement la géométrie et la cinématique de la plaque car sa flottabilité neutralise les forces motrices de la subduction et modifie ainsi le mouvement des plaques (fig. 82). Finalement, la subduction cesse à cet endroit, et le motif tectonique subit un réarrangement de plaques, de mouvement de plaques ou de limites de plaques. Les collisions ainsi définies font partie intégrante du processus orogénique. La convergence ou la subduction et la collision, ne représentent pas le même processus. La convergencesubduction permet le bon fonctionnement de la tectonique des plaques, alors qu'une collision la perturbe et provoque un réarrangement des mouvements ou des marges de la plaque, ou les deux. Les frontières convergentes conduisent toujours, finalement, à des collisions entre continents, ou continents et arcs insulaires. Dans les zones de subduction, entre les blocs qui vont subir la collision se trouve un bassin océanique (fig. 82) qui doit finalement disparaître complètement lorsque les deux blocs flottants de chaque côté vont entrer en collision. La collision implique un processus de raccourcissement et d’épaississement de la lithosphère continentale aboutissant à la formation d’une chaîne de montagnes (= orogenèse). Les collisions sont matérialisées par la présence de marqueurs géologiques observables ou mesurables. Ils sont de nature morphologique (relief), structuraux (racine crustale) et tectoniques (plis, failles inverses et chevauchements) 64 Figure 82: Les marges de collision III. 3. 2. 1. Caractéristiques d’une zone de collision Une chaîne de collision se caractérise par un ensemble de reliefs élevés, alignés dans une direction privilégiée (axe de la chaîne). Des marqueurs tectoniques (plis, failles inverses, chevauchements) témoignent de l’existence de forces compressives conduisant à un raccourcissement de la lithosphère continentale. Ce raccourcissement s’accompagne d’un épaississement de la lithosphère (racine crustale). Des études sismiques révèlent la présence d’un Moho exceptionnellement bas (50 Km de profondeur). La présence de grands chevauchements crustaux (disposition en «écailles» superposées) contribuent à l’épaississement de la lithosphère et la formation des reliefs. Les indices géologiques représentés par des ophiolites, des blocs basculés et des sédiments océaniques, sont les témoins de l’existence d’un ancien domaine océanique. Les ophiolites, fragments de lithosphère océanique incorporés à une chaîne de montagnes représentent les restes des bassins océaniques qui séparaient autrefois les masses continentales. Elles sont constituées de basaltes en coussins, de gabbros et de péridotites serpentinisées (métamorphisme hydrothermal associé à une ancienne dorsale) (fig. 83). Elles sont parfois surmontées de roches sédimentaires (radiolarites, résultant d’un dépôt de sédiments à de grandes profondeurs). Leur présence dans les chaînes de collision à haute altitude s’explique par leur charriage sur le continent lors de la collision continentale. Des témoins de marges passives de l’ancien océan peuvent également être retrouvés: blocs basculés séparés par des failles normales (donc contexte d’extension) recouvertes par des formations sédimentaires plus ou moins détritiques (fig. 83). III. 3. 2. 2. Collision continent - continent La collision entre l'Inde et l'Asie (fig. 82) est une collision d'une marge continentale active (Tibet, Asie du Sud) et une marge continentale passive (marge nord de l'Inde), aboutissant à l’édification de la chaîne de montagnes de l'Himalaya. Elle résulte de la fermeture de l’océan téthysien entre l’Inde (détachée du Gondwana il ya 80 Ma) et la plaque Eurasiatique. La collision a commencé il ya 50Ma entre l’Inde et le Tibet (microplaque) qui est toujours en cours (fig. 84). 65 Figure 83: Phase de collision continentale. Suite à la disparition complète d’un océan qui séparait les deux continents ces deux derniers entrent en collision. La lithosphère est lentement déformée, elle se raccourcit et s’épaissit. 66 Figure 84: Il y a 80 millions d'années, au Crétacé supérieur, l'Inde était une île, située à 6 400 km au sud du continent asiatique. Se dirigeant vers le nord à la vitesse de 9 mètres par siècle, elle a heurté la plaque eurasienne. La portion de l'océan Téthys, qui les séparait, a totalement disparu il y a environ 50 millions d'années. II. 3. 2. 3. Collision arc – continent La collision arc-continent a été l'un des processus tectoniques importants dans la formation des ceintures de montagne tout au long du temps géologique, et elle continue à l'être aujourd'hui sur des frontières tectoniques actives telles que celles du Pacifique Sud ou des Caraïbes. On pense que la collision arccontinent a été l'un des processus les plus importants impliqués dans la croissance de la croûte continentale au cours du temps géologique, et peut également jouer un rôle important dans son recyclage dans le manteau par subduction. Les zones de collision arc-continent sont des producteurs d'une grande partie de la richesse économique principale du monde sous forme de minéraux (fig. 85). Figure 85: Collision arc – continent. Lors de la collision, la première partie de l'arc volcanique qui est affectée sont les formations de la fosse. Ces formation sont raclées de la croûte océanique descendante et s'accumule avec le temps, puis est poussé vers le haut et sur l'arrière-pays le long de failles de chevauchement majeures. Cette zone étroite de roche cisaillée est la zone de suture et c'est la zone limite qui sépare les deux blocs qui se sont heurtés et sont "suturés" ensemble (fig. 85). Les roches qui sont déformées dans les zones de suture sont des restes de sédiments d'arc volcanique accrétés à la marge de collision continentale originale. Ces roches sont généralement fortement cisaillées et métamorphisées, formant des affleurements de mélanges tectoniques et d'ophiolites dans et autour de la zone de suture. 67 III. 3. 2. 3. Emplacement des ophiolites Les ophiolites sont un ensemble de roches appartenant à une portion de lithosphère océanique, charriée sur un continent lors d'un phénomène de convergence de deux plaques lithosphériques (par obduction) (fig. 86). Figure 86: coupe à travers une ophiolite de France (Alpes). III. 4. Les failles transformantes Les failles transformantes correspondent à de grandes failles qui affectent toute l'épaisseur de la lithosphère. D’où leur qualification comme des limites de plaques, se présentant généralement transversales par rapport à une ride médio océanique, qui la décalent et la découpe en tronçons. Ce sont des zones où il n'y a ni création ni destruction de lithosphère, mais un simple coulissage qui provoque des très nombreux séismes, sans volcanisme (fig. 87), d’où le nom de frontières conservatrices. Fig.87: Dorsale médio – océanique découpée en tronçons par une faille transformante. La notion de pôle eulérien (géométrie sur une sphère) est utilisée dans le cadre de la tectonique des plaques. Ainsi, dans le cas d'une plaque tectonique se déplaçant à la surface de la Terre (assimilée à une sphère), chaque point de la plaque décrit un arc de cercle, arcs de cercles qui ont en commun le même centre de rotation représenté par le pôle eulérien de la plaque tectonique (fig. 9). Les failles transformantes d’une dorsale sont des petits arcs de cercles parallèles tous centrés sur le même pôle eulérien. Leur observation 68 permet donc de localiser ce pôle et de reconstituer le déplacement de deux plaques. Comme le modèle le prévoit, la longueur des failles transformantes augmente en s’éloignant du pôle eulérien. De cette théorie découle plusieurs constats et explications. Ainsi, dans le cas d'une divergence de plaques, la vitesse d'écartement des deux plaques n'est pas la même le long de la zone de divergence: plus le pôle eulérien est proche, moins la vitesse d'écartement est grande (fig. 88). Ceci explique l'existence des failles transformantes qui découpent les dorsales en plusieurs tronçons et qui permettent de gérer les différences de vitesse d'écartement des deux plaques. Enfin, dans le cas d'une plaque pivotant sur elle-même, le pôle eulérien se situera sur la plaque. Figure 88: L'ouverture d'un sucrier boule s'effectue par rotation autour d'un axe dont on voit les pôles de rotation de type pôle eulérien de rotation. Le bol à sucre passe en "subduction" sous le couvercle. La vitesse linéaire d'ouverture du couvercle (flèches grises) est nulle au pôle de rotation et maximale à l'équateur (à la "poignée"), sans que cela n'engendre de "découpage" des bordures du bol ou du couvercle. Ces failles permettent d'accommoder les différences dans les vitesses de création de la lithosphère océanique, elles décalent l'axe de la dorsale. Les zones qui séparent deux tronçons d’une dorsale subissent une sismicité importante, en raison du déplacement en sens contraire de leur portion de lithosphère. Ces failles assurent aussi le relais entre les différents types de mouvement de plaques (fig. 89): Figure 88: Failles transformantes et leurs rôles dans la dynamique des plaques. 69 Relais ride-ride en milieu océanique: 1) la faille transformante Romanche en Atlantique central; Relais ride-ride à ne pas manquer: 2) Californie et faille de San Andrea; Relais ride-zone de collision (ex-fosse): 3) en milieu océanique et continental: faille du Levant et faille Ouest-indienne; Relais ride-fosse: 4) la plaque Scotia; Relais fosse-fosse: 5) Caraïbes et faille alpine néo-zélandaise. Figure 89: Failles transformantes permettant d'illustrer les différents types de relais: entre limites divergentes, (1 et 2) ride - ride, entre limite divergente et limite convergente de collision (3), entre limite divergente et limite convergente de subduction (4) (ride - fosse), entre limites convergentes de subduction (5) (fosse – fosse) ou entre limites convergentes de collision (6). IV. Moteur de la tectonique des plaques Le moteur de la tectonique des plaques est thermique et gravitaire: Les subductions représenteraient les seuls mouvements actifs, alors que les dorsales seraient simplement des remontées passives. En première approximation, une plaque lithosphérique océanique (CLT supérieure) serait tirée par la subduction et non pas poussée par la dorsale. Car, Il existe des plaques (presque) entièrement bordées de dorsales, comme la plaque africaine. Si les dorsales exerçaient une poussée, la plaque africaine serait soumise à une compression Est-Ouest. Or, le grand rift Africain montre qu'il n'en est rien, et que cette plaque est soumise à une extension. Les données tectoniques, sismologiques, tomographiques, cinématiques confirment bien ce que suggèrent les modèles: les subductions correspondent à des plongements très profonds de la lithosphère; elles mettent en mouvement les plaques lithosphériques (au moins les plaques rapides). Les dorsales ne correspondent pas à des remontées de manteau s'enracinant profondément, mais à des remontées superficielles, initiées par le déplacement des lithosphères, simplement pour compenser leur écartement relatif. Elles ne participent pas (ou peu) à la mise en mouvement des plaques. Les points chauds, lieux de production intense de magmas apparaissent comme des ascendants ponctuels de matière très chaude et probablement très profonde. 70 Fig. 90: Le moteur de la tectonique des plaques est thermique et (A) lié aux poussées de la nouvelle lithosphère océanique, (B) effet de traction et (B) gravitaire. 71 V. CONCLUSIONS V. 1. Le cycle de Wilson En 1966, Wilson a proposé un cycle selon lequel tout bassin océanique naît à l’intérieur d’un continent (rift continental) puis s’élargit entre les marges continentales passives. Par la suite, la subduction de la lithosphère océanique, le long de l’une au moins des marges devenue active, induit la fermeture de l’océan jusqu’à la collision intercontinentale finale qui le fait disparaître. Un tel cycle englobe l’ouverture et la fermeture d’un océan entre ses marges continentales. Il justifie ainsi l’existence de supercontinents antérieurs à la Pangée (91). Figure 91: Le cycle de Wilson. V. 2. Les mouvements relatifs des plaques V. 2. 1. Divergence Les plaques s’éloignent l’une de l’autre avec production de nouvelle lithosphère. C’est le cas des ride ou dorsale médio-océanique correspondant à une limite constructive. V. 2. 2. Convergence La convergence peut s’effectuer soit entre deux plaques océaniques correspondant à une subduction donnant un arc insulaire volcanique sur la plaque chevauchant; soit entre une plaque océanique et une plaque 72 continentale toujours en position chevauchant et subissant la convergence matérialisée par une le développement d’une chaîne de montagnes au sein de laquelle se répartissent des volcans tout le long de la limite de subduction. Ces deux cas de convergences correspondent à des limites destructives car la lithosphère océanique qui est produite au niveau des dorsale, vient s’enfoncer dans le manteau (donc sa destruction et son recyclage), mais assurent le bon fonctionnement des mouvements relatifs des plaques. Soit entre deux plaques continentales correspondant à deux parties continentales insubmersibles qui vont se confronter c’est la collision qui abouti à la formation d’une chaîne de montagnes, mais, d’un autre côté, la collision perturbe les entre mouvements relatifs des plaques. V. 2. 3. Coulissement Il s’agit de mouvements parallèles à la frontière. Il n’y a ni destruction, ni création à la surface de la lithosphère. C’est une limite conservatrice. Ces mouvements permettent d’accommoder des différences de vitesse des déplacements des plaques les unes par rapport aux autres et de raccorder les différents mouvements relatifs des plaques. V. 2. 4. Obduction Ce terme a été crée par Coleman (1971), pour désigner le chevauchement d’ophiolites (lambeau de croûte. océanique) sur une bordure continentale (densité de la croûte océanique d = = 3, densité de la croûte continentale d = 2,5) C’est le chevauchement de la croûte continentale par la croûte océanique. L’obduction est la conséquence de l’entrée en subduction d’une marge continentale passive sous une lithosphère océanique. L’exemple est la chaîne d’obduction d’Oman (fig. 92). La présence d’ophiolites, lambeaux ou morceaux de croûte océanique qui sont transportés sur le continent, ont joués un rôle important dans le développement de la nouvelle géologie. Figure 92: Chevauchement d’ophiolites sur une bordure continentale. 73 74 I. INTRODUCTION Les volcans et les éruptions volcaniques sont une autre manifestation de l’activité géologique interne de la Terre liée, comme les mouvements de convection du manteau, au flux de chaleur issu de l’intérieur du globe. Les volcans ne sont pas répartis d'une manière uniforme à la surface de la Terre. Sur la carte ci-dessous (fig. 91), on constate que les volcans sont situés à des endroits bien précis sur Terre: Figure 91: Carte de répartition des volcans actifs à la surface de la Terre. Les volcans actifs sont alignés dans certaines régions du globe terrestre. Cette répartition est étroitement associée à la théorie de la tectonique des plaques (fig. 92): (1) au milieu des océans dans l’axe des dorsales (rift), on observe une activité effusive, basaltique. (2) à l'aplomb des points chauds, loin de la dorsale, comme par exemple les nombreux volcans du Pacifique. (3) sur les continents, autour de l’océan pacifique et le long de grandes cassures, on observe une activité explosive andésitique, (4) au niveau des rifts continentaux. Figure 92: Contextes tectonique des volcans sur la Terre. 75 II. LES VOLCANS Le volcanisme est l'ensemble des phénomènes associés aux volcans et à la présence de magma. C’est une manifestation de l’activité interne du globe comme les séismes. Un volcan est une structure géologique en cône correspondant à un relief de la croûte terrestre, (sous-marin ou aérien) formée par l'empilement de matériaux tels que les laves ou des tephras éjectés de la croûte terrestre au cours d'éruptions volcaniques. Les volcans émettent aussi des gaz. Dans un édifice volcanique, le magma (roche en fusion) est stocké dans un réservoir ou une chambre magmatique, puis il monte à la surface par une cheminée. Les volcans ne donnent pas tous lieu au même type d'éruption. Les magmas n'ont pas tous la même composition, ni la même viscosité (résistance à l’écoulement qui est contrôlée par la teneur en silice et la température) ni les mêmes teneurs en gaz dissoutes. On peut classer schématiquement les volcans en deux grands groupes, suivant la nature et la viscosité des magmas émis (fig. 93): les «volcans rouges» correspondent aux éruptions effusives relativement calmes et émettant des laves fluides sous forme de coulées. Ce sont les volcans de «point chaud», et les volcans d'«accrétion» principalement représentés par les volcans sous-marins des dorsales océaniques; les «volcans gris» correspondent aux éruptions explosives et émettant des laves visqueuses ou pâteuses et des cendres sous la forme de nuées ardentes ou coulées pyroclastiques et de panaches volcaniques. Ils sont principalement associés au phénomène de subduction comme les volcans de la «ceinture de feu du Pacifique». Figure 93: Les types d’éruptions. 76 II. 1. Origine de la lave et des projections Des méthodes indirectes basées sur l’enregistrement des ondes sismiques apportent des renseignements importants sur la structure d’un volcan (fig. 94). Figure 94: Structure et éléments d’un volcan. L’enregistrement de l’activité sismique d’un volcan permet de localiser en profondeur des foyers sismiques. Des ondes sismiques (S) ne se propagent pas dans les liquides, l’absence ici de foyer à la vertical du volcan suggère l’existence d’une zone (en gris sur la figure) constituée de matériaux fluide: le réservoir de magma situé en profondeur. La lave et les projections en surface proviennent d’un magma en profondeur. Le magma est un mélange très chaud (plus de 1000°C) de liquide, de gaz, de minéraux et de fragments de roches solides. Ce magma provient de la fusion localisée d’un petit volume de roche à plusieurs kilomètres de profondeur. Il s’accumule lors de sa remontée dans un réservoir magmatique (chambre magmatique). II. 2. Le moteur de l’éruption est la libération des gaz En effet, le principe est le même que celui obtenu lorsque l’on secoue une bouteille de limonade gazeuse. La libération plus ou moins brutale des gaz entraîne la remontée du liquide ou, dans le cas des volcans, celle des roches en fusion. La libération plus ou moins brutale des gaz est à l’origine de la remontée du magma puis de l’éruption. Pour les volcans effusifs, les gaz s’échappent facilement (faibles explosion) car le magma est peu visqueux. Pour les volcans explosifs, les gaz s’accumulent et sont libérés brutalement (violentes explosions) car le magma est visqueux. 77 III. CLASSIFICATION DES VOLCANS Plusieurs catégorisations d’éruptions ont été proposées au cours du temps. Les manifestations volcaniques dépendent de la viscosité de la lave. Si la lave est fluide, le volcanisme est essentiellement effusif. Si la lave est visqueuse, le volcanisme est essentiellement explosif (fig. 95). Les facteurs favorisant la viscosité du magma et donc l’explosivité sont: richesse en silice, richesse en gaz, faible température, acidité et la pauvreté en eau. Figure 95: Les principaux éléments d’un édifice volcanique ou volcan.(1) Projection de fragments de lave, (2) Cône à cratère, (3) Coulée de lave, (4) Cheminée secondaire, (5) Cheminée principale, (6) Montée du magma, (7) chambre magmatique, 8 Cheminée principale, (9) Nuées ardentes et coulées pyroclastiques, (10) Dôme, (11) Violente explosion, (12) Panache de cendres. III. 1.Eruptions effusives ou volcans rouges Les produits rejetés lors d’une éruption sont: des fontaines de lave accompagnées d’une libération de gaz (dégazage) et de longues coulées de lave fluide et de faibles explosions avec des projections de fragments de lave. Au cours des éruptions successives, les coulées de lave et les différentes projections refroidies (bombes volcaniques, scories) s’accumulent et forment le cône volcanique. III. 1. 1. Le volcan bouclier ou volcan de type hawaiien Il est caractérisé par l'émission d'un magma extrêmement fluide formant très facilement des coulées de lave qui peuvent atteindre des dizaines de kilomètres de longueur. La lave sort très facilement de la cheminée volcanique en formant des fontaines, si le dégazage est important, ou un lac de lave remplissant le cratère, mais sans explosions, même de moyenne ampleur. L’édifice volcanique est caractérisé par un cône avec une pente supérieure douce d’environ 5° et une pente inférieure d’environ 10°, il est composé presque entièrement de coulées de lave peu épaisse construites autour d’un cratère central de forme circulaire ou ovale (fig. 96). La plupart ont été formés par du magma basaltique de faible viscosité et très chaud qui coule facilement vers le bas. Très peu de matériel pyroclastique est trouvé dans un volcan bouclier, mais seulement près des bouches éruptives, où de petites quantités de matériel pyroclastique s’accumulent à la suite des événements de fontaines de feu. 78 Figure 96: Volcan bouclier ou de type hawaiien: c’est un vaste volcan conique, aux pentes relativement douces. III. 1. 2. Volcan de type strombolien ou stratovolcan Il est caractérisé par un cône avec des pentes plus raides d’environ 6° à 10° à la base et de l’ordre de 30° près du sommet. La pente raide près du sommet est partiellement due aux écoulements courts de laves épaisses et visqueuses, qui ne s’éloignent pas du cratère vers le bas, alors que les pentes douces près de la base sont en relation avec les accumulations de matière érodée du volcan et avec l'accumulation de produits pyroclastiques des explosions (fig. 97). L’appellation de stratovolcans est liée au cône du volcan formé par une alternance d'écoulements de laves et de produits pyroclastiques. Les produits pyroclastiques peuvent représenter plus de 50 % du volume d'un stratovolcan. Les laves et les pyroclastites ont généralement une composition basaltique à andésitique moyennement fluides formant des coulées et des tephras comme les bombes volcaniques, les scories, etc. projetés par des explosions fréquentes. Ces volcans sont considérés comme légèrement explosifs, les explosions de grande ampleur sont atypiques ce qui n'est pas le cas des fontaines de lave qui sont courantes. Un nuage de cendre peut s'élever à quelques centaines de mètres de hauteur. Les longs périodes de repos (les temps d'inactivité) durant des centaines aux milliers d'années, caractérisent ce type de volcan particulièrement dangereux. Figure 97: Volcan de type strombolien ou stratovolcan. III. 2. Eruptions explosives ou volcans gris A la différence du volcanisme effusif, le volcanisme explosif se caractérise par de grandes explosions violentes projetant du magma très visqueux, cendre et lave à des grandes distances. Les coulées de lave sont absentes et de grands panaches de cendres s’élevant au dessus du cratère correspondant à un mélange de cendres, de gaz et de magma s’élevant puis dévalant les flancs du volcan: on l’appellera nuée ardente ou coulée pyroclastique. Dans le cas du volcanisme effusif le magma s’écoule lentement sur les pentes du volcan donc il a déjà dégazé avant de sortir du cratère. Alors que dans le cas du volcanisme explosif, à l’inverse, le magma visqueux retient ses gaz prisonniers en subissant la vésiculation (formation de vésicules ou de bulle de gaz) jusqu’au cratère. Ceux-ci qui font augmenter la pression, le magma étant coincé dans la cheminée par un 79 dôme, et, finalement, le font céder et s’échappent d'un seul coup en entraînant le magma: cela provoque une explosion. Selon un degré d’explosivité de plus en plus fort, on distingue: III. 2. 1. Volcan de type vulcanien Ces éruptions se caractérisent par des explosions soutenues d'andésites solidifié ou très visqueuse ou de magma rhyolitique. Des colonnes éruptives peuvent atteindre plusieurs kilomètres au-dessus de l'évent, et s'effondrer souvent pour produire des coulées pyroclastiques. Chutes de tephra répandues sont monnaie courante. Les éruptions vulcaniennes sont considérées comme très explosives. Figure 98: Schémas d'un volcan de type vulcanien. III. 2. 2. Volcan de type péléen Il est caractérisé par l'émission d'une lave relativement plus visqueuse formant difficilement des coulées de lave. La lave s'accumule alors au point de sortie en un dôme ou, plus rarement, en une aiguille de lave qui peuvent exploser ou s'effondrer en formant alors une ou plusieurs nuées ardentes accompagnées d'un panache volcanique pouvant s'élever à des dizaines de kilomètres en altitude (fig. 99). Figure 99: Schémas d'un volcan de type péléenne et nuée ardente associée. 80 III. 2. 3. Volcan de type plinien Dans ce type d'éruption, la lave est très visqueuse, extrêmement pâteuse, car très riche en silice (acide). Cette éruption se manifeste par de violentes explosions, des émissions de nuées ardentes (mélange de gaz et de cendres) (fig. 100). La lave visqueuse ne coule pas et forme un dôme qui se détruit par l’explosion et se reforme ensuite. La pression augmente dans la chambre magmatique et produit des explosions qui pulvérisent la lave et parfois le volcan. Les violentes explosions se manifestent par des émissions de nuées ardentes (mélange de gaz et de cendres) et en projetant des cendres à des dizaines de kilomètres de hauteur, atteignant ainsi la stratosphère (située entre 17 et 50km au dessus de la surface terrestre). En général, le panache volcanique retombe sous son propre poids et dévaste les flancs du volcan à des kilomètres à la ronde. Les éruptions successives projettent une grande quantité de matériaux (cendres, lapilli, blocs) qui s’accumulent sur les pentes du volcan pour former l’édifice volcanique. Figure 100: Schéma d'une éruption plinienne. II. 2. 4. Volcan de type surtseyen Les éruptions surtseyennes sont des éruptions qui mettent en cause de grandes quantités d'eau. Il s'agit en général d'éruptions sous-marines ou sous lacustres proches de la surface (moins de 100m de profondeur), ou sous-glaciaires lorsque la chaleur du magma parvient à faire fondre de grandes quantités de glace. Lors d'une éruption surtseyenne, la surface du volcan se trouve à quelques mètres ou quelques dizaines de mètres sous la surface de l'eau. Lorsque la pression, engendrée par la tranche d’eau, devient suffisamment faible pour ne plus pouvoir freiner la pression engendrée par la lave qui se fragmente, l'éruption passe dans sa phase hydromagmatique. Sous l'effet du choc thermique engendré par la rencontre entre de l'eau à quelques degrés Celsius et de la lave chauffée à plus de 1 000°C, cette dernière se fragmente sous le coup d'explosions et l'eau se vaporise. De la surface de l'eau s'élève alors un panache volcanique essentiellement composé de vapeur d'eau mais aussi de gaz et de cendres volcaniques qui peut s'élever à des milliers de mètres d'altitude. Les gerbes de lave fragmentée peuvent, elles aussi, percer la surface de l'eau, donnant alors naissance à des panaches dits "cypressoïdes" (fig. 101). Par accumulation de tephras, le volcan grandit au point d'émerger peu à peu puis complètement au point que la cheminée volcanique débouche au-dessus du niveau de l'eau. Une fois que l'île a émergé, l'éruption se prolonge de manière classique selon le type de magma. 81 Figure 101: Schéma d'une éruption surtseyenne. II. 2. 5. Éruption phréato-magmatique Une éruption phréato-magmatique ou éruption magmato-phréatique est un type d'éruption volcanique caractérisé par un magma rencontrant, à l’intérieur de la Terre, des terrains hydratés tels que les nappes phréatiques, des sols enneigés, englacés ou détrempés (marais, après de fortes pluies, etc.). Le contact de l'eau et de la lave engendre un choc thermique qui provoque la vaporisation de l'eau, augmentant la pression interne du volcan qui produit alors des explosions d'indice d'explosivité volcanique supérieur à des éruptions déroulées dans des conditions non hydratées. Le panache volcanique formé par ce type d'éruption est composé d'une bonne part de vapeur d'eau et de fragments de lave et d’encaissant (fig. 102). Certaines formes du relief sont caractéristiques des explosions phréatomagmatiques telles que les maars (fig. 102), des cratères volcaniques nés d'une unique et puissante explosion. Figure 102: Schéma d'une éruption phréato-magmatique donnant un maar ou un lac de cratère (à droite). 82 III. LES PRODUITS VOLCANIQUES Ce sont les laves, les tephras, et les gaz (fig. 103). Figure 103: Les produits volcaniques III. 1. Les Laves Les coulées de laves sont généralement produites par des volcans dont la lave est très fluide (basaltiques). Cette lave s'écoule facilement sur les flancs du volcan. Après refroidissement, ces coulées forment des roches volcaniques très compactes et très dures. Il y a trois types de lave et d'écoulements de lave: oreiller ou pillow lava, pahoehoe, et aa. Ces deux derniers sont des termes hawaïens. III. 1.1 Les laves en oreiller Les laves en oreiller sont volumétriquement le type le plus abondant parce qu'elles sont éjectées au niveau des rides médio-océaniques, et composent la partie immergée des montagnes sous-marines des grands volcans intraplaque, comme celles d’Hawaii-Empereur. Lors de l’extrusion le contacte, entre la lave à 1200°C et l’eau, entre 0 et une vingtaine de °C, provoque un phénomène de trempe. La lave se couvre d’une fine pellicule vitreuse, qui, n’étant pas complètement refroidit, forme une sorte de polochon ou croûte souple, progressivement gonflé par la lave qui continue 83 d’être émise. Sous la pression la paroi figée va se fendre et laisser passer de la lave fluide, qui va à son tour subir le même phénomène. On aboutit ainsi à la formation d’empilements de lave en forme de coussins (fig. 104) de plusieurs mètres de taille, et sur une grande épaisseur. Figure 104: Aspect et caractéristiques des laves en oreillers III. 1. 2 Les laves Pahoehoe Les laves Pahoehoe est le deuxième type abondant d'écoulement de lave. Elle se caractérise par une surface douce, ondulée, ou cordée. Une surface cordée se développe quand une mince épaisseur de lave refroidie sur la surface de l'écoulement est poussée dans des plis par de la lave, juste sous la surface, plus fluide et rapide fig. 105). Figure 105: Coulée de lave de type Pahoehoe. III. 1. 3. Les laves aa aa lave caractérisée par une surface rugueuse, déchiquetée, aigue, et généralement vitreuse. Les écoulements d’aa avancent tout comme la bande de roulement d'un bulldozer (fig. 106). Figure 106: Coulée de lave de type «aa». III. 1. 4. Les orgues volcaniques Dans de nombreux endroits, les coulées de lave montrent un débit en colonnes prismatiques, le plus souvent vertical, mais parfois disposé en gerbes ou horizontalement. La formation des prismes ne s’opère que dans des coulées relativement épaisses, leur apparition nécessitant un refroidissement lent et très régulier affectant l’ensemble de la masse de lave. Cette prismation s’effectue perpendiculairement à la surface de refroidissement. En refroidissant et en se solidifiant, la lave subit des tensions de rétraction et diminue de volume, ce qui la fissure et fait naître des colonnes prismatiques de section géométrique d’autant plus régulière que l’abaissement de température est lent et progressif: la figure parfaite étant une prismation section hexagonale (fig. 107). 84 Figure 107: Structure et débit des laves: Orgues volcaniques ou débit prismatique dans une coulée basaltique. III. 2. Les tephras C’est tout éjecta soufflé dans l'air ou l'eau par des éruptions volcaniques explosives. La taille et la forme des particules volcaniques servent de base à la classification. La terminologie et les limites de dimension des particules ont été initialement définies par Fisher (1961) (fig. 108): Figure 108: Classifications des tephras d’après leur taille. III. 2. 1. Les bombes et blocs Ce sont des fragments de lave mesurant entre 64 - 256mm dans la dimension maximum et sont partiellement ou entièrement mou au moment de l'éruption. La forme de la bombe reflète la fluidité initiale du magma, de la longueur et de la vitesse du vol, de la vitesse du refroidissement, de la vitesse d'expansion des vésicules (bulles d'air), et de la déformation lors de l'impact. La forme d'une bombe est utilisée pour la classification et inclut sphéroïdal, fusiforme, lambeau, et en croûte de pain fig. 109). Les blocs sont des fragments éclatés de roche solide qui mesurent plus de 256mm dans la dimension maximum. Leur forme est quelconque angulaire. Figure 109: Aspects d’une bombe volcanique. 85 III. 2. 2. Les lapillis Ce sont des fragments de lave, juvénile, non juvénile, ou de matériel exogène entre 2 à 64mm dans la dimension maximum qui sont éjectés d'un volcan (fig. 110). Les lapillis accrétionés sont des granules sphéroïdaux et concentriques posés sur la cendre qui adhérent aux lapillis. Figure 110: Aspect de lapilli volcaniques. III. 2. 3. Les cendres Cendre grossière: la cendre est composée de particules vitreuses vésiculées. Cendre s.s: La cendre est un tephra non consolidé de moins de 2 mm de diamètre. Elle peut être d'origine juvénile, non juvénile ou exogène. Elle peut être encore divisée en cendre vitreuse, cristalline et lithique, basée sur l'abondance de verre, cristaux, ou fragments de roche. La classification ci-dessus des tephras est basée sur la dimension des particules. Des termes supplémentaires généralement utilisés pour les produits volcaniques sont basés sur la texture et la composition. Scorie: La scorie est l'éjecta vésiculé des lave mafique (basique), et est noir, rouge, ou brun en couleurs (fig. 111). La scorie est généralement dans la classe de grandeur du lapilli aux bombes. Sa densité est supérieure à 1. Figure 111: Scorie basaltique Ponce: est le terme appliqué à l'éjecta vésiculé de la lave feldspathique (acide). En raison des teneurs faibles en fer et magnésium de la ponce, elle a généralement une couleur plus claire que la scorie (fig. 112). D’aspect vitreux, sa densité est inférieure à 1. Elle est produite pendant des éruptions explosives. Figure 112: Ponces rhyolitiques. Réticulite: produit par vésiculation extrême du basalte, le résultat est une scorie avec des murs de bulle aussi fins que les fils. La porosité, ou l'espace ouvert, va jusqu'à 98%. Les cheveux de Pelé sont un verre volcanique naturellement tourné qui est éjecté par des fontaines ou cascades de lave, ou la lave turbulente. Les cheveux de Pelé sont dorés et ont un diamètre de moins de la moitié d'un mm (fig. 113). Figure 113: Les cheveux de Pelé. 86 Les larmes de Pelé sont des gouttes solidifiées de verre volcanique. Les larmes de Pelé ont une taille de millimètre à quelques centimètres de forme sphérique, ou presque cylindrique (fig. 114) et peuvent être traînées par des cheveux de Pelé. Figure 114: Les larmes de Pelé. Des nuages de gaz et de tephra qui s'élèvent au-dessus d'un volcan explosif produisent une colonne éruptive qui peut monter jusqu'à 45km dans l'atmosphère. Finalement, le tephra, dans la colonne éruptive, sera entraîné par le vent, sur une certaine distance, puis retomber à la surface comme une chute de tephra ou chute de cendres (fig. 115). Figure 115: colonne éruptive au dessus du volcan et nuage de cendres entraîné par le vent. Coulée pyroclastique: Si la colonne éruptive s'effondre elle se produira une coulée pyroclastique, dans laquelle le gaz et tephra dévalent les flancs du volcan à grande vitesse (fig. 116). C'est le type le plus dangereux des éruptions volcaniques. Les dépôts résultant sont appelés des ignimbrites s'ils contiennent des ponces ou dépôts de coulées pyroclastiques s'ils contiennent des blocs non-vésiculés. Figure 116: Coulées pyroclastiques résultant de l’effondrement d’une colonne éruptive. III. 3. Cristaux et verre La présence simultanée, dans les roches volcaniques, de gros cristaux, de petits cristaux et de verre sans cristaux s’explique par des vitesses de refroidissement différentes. Ceci indique que le magma n’a pas refroidi en une fois mais en plusieurs étapes: Vitesse de refroidissement Constituants formés Lieu de formation Très lente Phénocristaux Chambre magmatique Lente Microlites Cheminée Rapide Verre Coulée et projections de lave Le refroidissement par étape du magma forme les roches magmatiques effusives. en profondeur, dans la chambre magmatique, le refroidissement est très lent et les phénocristaux se forment. 87 dans la cheminée, le refroidissement est lent et les microlites se forment. en surface, lors de l’écoulement de la lave, le refroidissement est brutal et le verre se forme. Le refroidissement de la lave aboutit toujours à la formation de roches volcaniques. Suivant la composition de la lave, on obtient différentes roches (voir TP). IV. VOLCANS ET TECTONIQUE DES PLAQUES IV. 1. Répartition mondiale des volcans Des conditions particulières sont nécessaires pour former les magmas. Ces conditions particulières n'existent pas partout sous la surface terrestre, et donc volcanisme n’est pas présent pas partout. Si l'on regarde la répartition mondiale des volcans, nous voyons que le volcanisme se situe au niveau de quatre principaux cadres tectoniques. IV. 1. 1. Le volcanisme des dorsales océaniques Les volcans effusifs les plus importants sont situés au fond des océans. Ces volcans sous-marins constituent une chaîne de montagnes de 65 000 km de long formant ce que l'on appelle les dorsales océaniques. L'axe de cette chaîne de montagnes sous-marine est, généralement, occupé par une vallée profonde ou rift, d'où s'échappe de la lave basaltique par une succession de fissures. À plus de 2 000 m de profondeur, la pression de l'eau est si forte (200 fois la pression atmosphérique) qu'elle empêche la libération des gaz contenus dans la lave. Les éruptions volcaniques se produisent donc sans projection. Par ailleurs, l'eau, dont la température est basse (2 à 4°C), refroidit la lave en fusion beaucoup plus vite que l'air: elle la fige rapidement, ce qui donne au basalte les formes caractéristiques «en coussins» ou pillow-lavas. Un des seuls endroits où une dorsale océanique atteint un niveau au-dessus du niveau de la mer est à l'Islande, au Nord de la dorsale médio-atlantique (fig. 117). Ici, la plupart des éruptions sont de nature basaltique mais, la plupart sont de type strombolien explosif ou de type phréatiques ou phréatomagmatiques explosifs. Figure 117: Affleurement de la dorsale médio-atlantique au dessus du niveau de l’océan. Ce volcanisme existe également dans les régions continentales subissant des épisodes de déformation en extension. Un exemple classique est le rift Est Africain, où la plaque africaine subi le rifting. La déformation en extension se produit parce que le manteau sous-jacent est en ascension entraînant l’étirement de la lithosphère continentale. Le manteau en ascension peut fondre pour produire des magmas, qui ensuite remontent à la surface, souvent le long des failles normales produites par la déformation en extension. Dans ces domaines le volcanisme basaltique et rhyolitique est commun. Dans la même zone, la croûte est fragmentée le long de la mer Rouge et le golfe d'Aden pour former de nouvelles dorsales océaniques. Cela peut aussi être le sort du rift Est Africain à un moment donné dans l'avenir (fig. 118). 88 Figure 118: Le rift Est africain et cadres tectoniques associés. Les magmas associés aux dorsales océaniques sont des basaltes subalcalins tholéïtiques (riche en Fe et pauvre en Na et K pour une même valeur en Si). Les roches volcaniques dérivant de ces magmas sont des basaltes saturés à sursaturés en SiO2. Une dorsale ou ride médio-océanique est formée par une remontée convective du manteau plastique (asthénosphère). Les conditions de pression et de température permettent un début de fusion du manteau à partir de 75 km de profondeur (voit TD). Les péridotites du manteau supérieur, productrices de basalte par fusion partielle, sont des lherzolites (olivine + orthopyroxène + clinopyroxène + plagioclase). Elles forment le manteau dit "fertile". Au-dessus viennent les harzburgites (olivine + orthopyroxène + spinelle), résidu des lherzolites après extraction du liquide basaltique, puis les dunites (roches encore plus réfractaires). Ces deux dernières formes de péridotites constituent le manteau dit "appauvri". Au-dessus du Moho, à la base de la croûte, le liquide basaltique s'accumule dans une chambre magmatique (elle peut atteindre quelques dizaines de kilomètres de largeur, quelques kilomètres de hauteur) située sous la dorsale. En se refroidissant lentement (passant de 1 200°C à 950 - 1 000°C), il donne naissance aux gabbros lités. Ces gabbros, très proches chimiquement des basaltes, s'en distinguent par une cristallisation grossière, réalisée lentement à la base de la chambre magmatique, ainsi qu'au contact des parois, refroidies par la circulation hydrothermale. Ils sont surmontés par des gabbros non lités (gabbros isotropes) ayant cristallisé plus rapidement au toit de la chambre magmatique. Les basaltes du complexe filonien s'y enracinent. Ces derniers alimentent les coulées de lave et les laves en coussin par fracturation de la partie supérieure de la croûte lors des mouvements tectoniques de divergence. L'épaisseur de la couverture basaltique (complexe filonien + coulées de lave) est de l'ordre de 2 000m. Cette couverture est elle-même recouverte par des sédiments de plaine abyssale: les radiolarites. Au milieu des années 1970, une découverte étonnante, les sources hydrothermales des fonds océaniques, a mis en évidence un type très particulier de dépôts océaniques: des dépôts métallifères de sulfures massifs. Ces dépôts se font à la faveur d'un système hydrothermal aux dorsales médio-océaniques (fig. 118). Figure 118: Schéma d'un système hydrothermal aux dorsales médio-océaniques responsable des dépôts métallifères de sulfures. 89 IV. 1. 2. Le volcanisme des limites convergentes Tout autour de l'océan Pacifique, est une zone souvent désignée comme l'Anneau de Feu du Pacifique, où la plupart des volcans, les plus actifs et les plus dangereux de la planète, se produisent; parce que la plupart des marges de l'océan Pacifique coïncident avec des marges convergentes le long de laquelle se produit la subduction (fig. 119). Figure 119 Anneau de feu circum pacifique La limite convergente le long des côtes de la plaque continentale d’Amérique est une frontière le long de laquelle la lithosphère océanique est en subduction sous la lithosphère continentale. Cela a abouti à la formation d'arcs volcaniques continentaux comme la cordillère des Andes (fig. 120). Figure 120 Convergence plaque océanique – plaque continentale Les îles Aléoutiennes (ouest de l'Alaska), les arcs Kouriles-Kamtchatka, du Japon, les îles des Philippines, et les îles Mariannes, Nouvelle-Zélande et les îles indonésiennes, le long des marges Nord et Ouest de l'océan Pacifique sont des zones où la lithosphère océanique est en subduction sous autre lithosphère océanique. Ce sont tous des arcs insulaires (fig. 121). Figure 121: Convergence plaque océanique – plaque océanique. Lorsque deux plaques tectoniques se chevauchent, la lithosphère océanique, glissant sous l'autre lithosphère océanique ou continentale, plonge dans le manteau et subit des transformations minéralogiques à l’état solide. A une certaine profondeur, l'eau contenue dans la lithosphère plongeante s'en échappe alors et vient hydrater le manteau, provoquant sa fusion partielle en abaissant son point de fusion (Voir TD). Ce magma remonte et traverse la lithosphère chevauchante, créant des volcans. A l’origine les magmas générés sont basaltiques, mais grâce à la différenciation magmatique, ce dernier évolue en magma andésitique et rhyolitique. Comme ces magmas sont souvent riches en gaz et ont tous une viscosité relativement élevée, les éruptions dans ces domaines ont tendance à être violent, de type Strombolien, Vulcanien, Péléen et Plinien. Les reliefs volcaniques ont tendance à être des cônes de scories, des stratovolcans, des dômes volcaniques et des caldeiras. Les périodes de repos entre éruptions ont tendance à être d’environ des centaines à des milliers d'années, donnant ainsi aux personnes vivants à proximité de ces volcans un faux sentiment de sécurité. 90 Les volcans issus de la subduction sont des volcans auxquels une grande attention est portée, car ils sont les appareils volcaniques aériens les plus nombreux et les plus dangereux. Ils engendrent des catastrophes à bien des niveaux: d'immenses panaches de cendres perturbent le trafic aérien et le climat régional, voire planétaire, lorsque les cendres font le tour de la Terre pendant plusieurs années (comme ce fut le cas pour l'éruption du Mont Saint Helens aux Etats-Unis en 1981). les cendres se répandent sur des dizaines ou centaines de km2 et s'accumulent sur les toits des habitations, les rendant dangereuses à cause des risques d'écroulement. Ces cendres recouvrent tout (routes, champs...). Les récoltes sont perdues. l'air devient irrespirable pour les populations et le bétail. des nuées ardentes dévalent les pentes du volcan. des lahars (fleuves de boue et de cendres) détruisent, tuent et emportent tout sur leur passage. IV. 1. 3. Les volcans de points chauds Le volcanisme se produit également dans des domaines qui ne sont pas associées aux frontières de plaques, à l'intérieur des plaques. Ces volcans sont le plus souvent associés à ce qu'on appelle un point chaud. Les points chauds semblent résulter de panaches de matériau de manteaux chauds remontés depuis de fortes profondeurs vers la surface de la Terre. Les points chauds ont tendance à demeurer fixes, avec les plaques mobiles au dessus (fig. 122). Comme le panache montant des profondeurs, le manteau chaud se déplace vers le haut, subi une baisse de pression et commence à fondre pour produire des magmas. Ces derniers remontent ensuite à la surface formant un volcan. Mais, comme la plaque portant le volcan s'éloigne de la position au-dessus du point chaud fixe, le volcanisme cesse et un nouveau volcan se forme dans la position au-dessus du point chaud. Cela tend à produire des chaînes de volcans ou des monts sous-marins (anciennes îles volcaniques éteintes et qui ont été érodées en dessous du niveau de la mer) (fig. 28). Figure 122: Volcanisme associé au point chaud. Le volcanisme résultant de point chaud se produit dans l'Atlantique et l'océan Pacifique, mais sont plus évidents sur le fond de la mer de l'océan Pacifique, parce que les plaques se déplacent ici à une vitesse plus élevée que celles de l'océan Atlantique. Une trace de point chaud se présente comme une chaîne linéaire d'îles et monts sous-marins, dont un grand nombre peut être vu dans l'océan Pacifique. La ride hawaïenne est un exemple de cette trace de point chaud. Aujourd’hui la grande île d'Hawaii est actuellement au-dessus du point chaud, les autres îles hawaïennes sont encore émergées, au-dessus du niveau de la mer, mais le volcanisme a cessé. Au nord-ouest des îles Hawaï, les volcans sont érodés et sont désormais monts sous-marins. Au nord-ouest d'Hawaï, les âges des roches volcaniques augmentent du SE vers le NW le long de la ride hawaiienne. Le virage important observé où la ride Hawaiienne croise la chaîne sous-marine Empereur est le résultat d'un changement dans la direction du mouvement de la plaque Pacifique au-dessus du point chaud. Notez que lorsque la chaîne sous-marine Empereur a été formée, la plaque doit avoir été en mouvement dans une direction orientée plus au nord. L'âge des roches volcaniques au niveau du coude est d'environ 45 millions d'années (fig. 123). 91 Figure 123: Volcanismes associés au point chaud et dérive de la plaque pacifique. Le volcanisme de point chaud est un volcanisme intraplaque de type rouge effusif, permettent l'épanchement, en un point de l'écorce terrestre, de magmas basaltiques très fluides, très chauds et d'origine très profonde. Ces magmas sont généralement alcalins et peuvent contenir des matériaux en provenance du manteau supérieur. La composition des magmas de points chauds du milieu océanique est plus homogène que celle des points chauds du milieu continental. Les roches volcaniques qui en dérivent sont des basaltes alcalins, des basanites, des hawaïtes, des mugarites, des trachytes, des rhyolites et des phonolites. IV. 2. La classification actuelle des volcans Aujourd’hui, la classification est beaucoup plus complexe, et se base sur le croisement d’une multitude de critères, afin d’obtenir une description la plus fidèle possible à la réalité. Ainsi, pour catégoriser un volcan, différents facteurs sont pris en compte : 1) l’origine du volcan, 2) son type d’activité (actif ou éteint), 3) la nature de son magma (volcanisme basique ou acide), 4) la situation du volcan (volcanisme océanique ou continental), 5) la nature de son activité (volcan effusif ou explosif), 6) la forme et la pente du volcan (cumulo-volcans, volcans-boucliers ou strato-volcans), 7) le conduit de l’édifice volcanique (volcans centraux à un seul conduit, ou volcans linéaires / fissuraux avec fracture en guise de conduit), 8) la fréquence de ses éruptions (volcans monogéniques -unique éruption- ou polygéniques). 92 93 Le magmatisme regroupe l'ensemble des phénomènes liés à la formation, à la migration, à la cristallisation et du gisement des magmas. Un magma est un mélange de roche liquide, cristaux, et de gaz dissous formant un bain naturel fondu, de nature silicatée ou alumino-silicatée. Puisque les éruptions volcaniques sont causées par le magma expulsé sur la surface de la Terre, nous devons maintenant examiner les caractéristiques du magma et comment les magmas se forment dans la terre. I. CARACTERISTIQUES DU MAGMA I. 1. Types de magma Les types de magma sont déterminés par leur composition chimique. Généralement, trois types sont reconnus: MAGMAS Ultrabasique % SiO2 < 45% % FeO, MgO, CaO très riche % K2O, Na2O très pauvre Roches PERIDOTITE Basique 45 < SiO2 < 55% riche pauvre GABBRO-Basalte Intermédiaire 55 < SiO2 < 65% intermédiaire intermédiaire DIORITE-Andésite Acide 65 <SiO2 <75% pauvre riche GRANITE-Rhyolite I. 2. Gaz des magmas En profondeur dans la terre les magmas contiennent presque tous des gaz sous une forme dissoute dans le liquide, mais le gaz forme une phase vapeur séparée lorsque la pression diminue puisque le magma monte vers la surface de la Terre. Ceci est similaire à une boisson gazeuse qui est mis en bouteille à haute pression. La haute pression maintient le gaz en solution dans le liquide, mais quand la pression diminue, lorsque vous ouvrez la bouteille, le gaz se sépare de la solution et forme une phase gazeuse que vous voyez comme des bulles. Le gaz donne aux magmas leur caractère effusif ou explosif, parce que le volume de gaz se dilate lorsque la pression est réduite. Les gaz présents dans les magmas sont: Principalement H2O (vapeur d'eau) et quelque CO2 (dioxyde de carbone) De petites quantités de HCl, H2, H2S, S2, et F. La quantité de gaz dans un magma est également liée à la composition chimique du magma. Les Magmas rhyolitiques ont généralement des teneurs en gaz plus élevés que celles des magmas basaltiques. I. 3. Température des magmas La température des magmas est difficile à mesurer (en raison du danger impliqué), mais les mesures de laboratoire et les observations limitées de terrain indiquent que la température de l'éruption de différents magmas se présente comme suit: Magma basaltique - 1000-1200°C. Magma andésitique - 800 à 1000°C. Magma rhyolitique - 650 à 800°C. I. 4. Viscosité des magmas La viscosité est la résistance à l'écoulement (opposé à la fluidité). La viscosité dépend principalement de la composition chimique du magma, et de la température. Les teneurs plus élevées en SiO2 (silice) dans les magmas entraînent des viscosités plus élevées que les magmas avec des teneurs plus faibles (la viscosité augmente avec l'augmentation de la concentration en SiO2 dans le magma). Les températures plus basses des magmas entraînent des viscosités plus fortes que celles des magmas à des températures plus élevées (viscosité diminue avec l'augmentation de la température du magma). Ainsi, les magmas basaltiques ont tendance à être assez fluide (faible viscosité), mais leur viscosité est encore 10.000 à 100.000 fois plus forte que celle de l'eau. Les magmas rhyolitiques ont tendance à avoir une viscosité encore plus élevée, 1 à 100 millions de fois plus forte que celle de l'eau. (Notez que les solides, bien qu'ils apparaissent solides, ils ont comme même une viscosité, mais très élevé, mesuré en trillions de fois la viscosité de l'eau; c'est-à-dire 1018. 94 La viscosité est une propriété importante dans la détermination du comportement éruptif du magma. II. COMMENT LES MAGMAS SE FORMENT DANS LA TERRE Comme nous l'avons vu, la seule partie de la terre qui est liquide est le noyau externe. Mais, ce dernier n'est pas susceptible d'être la source des magmas parce qu'il n'a pas la bonne composition chimique. Le noyau externe est principalement composé de fer, alors que les magmas sont des liquides de nature silicatée ou alumino-silicatée. Ainsi, les magmas ne proviennent pas du noyau externe fondu de la Terre. Alors pour que des magmas se forment m’importe quelle partie de la Terre doit devenir assez chaude pour fondre les roches présentes. Nous savons que dans la Terre la température augmente avec la profondeur le long du gradient géothermique. Dans des conditions normales, le gradient géothermique n'est pas assez élevé pour faire fondre les roches, et donc à l'exception du noyau externe, la plupart de la Terre est solide. Ainsi, les magmas se forment uniquement dans des circonstances particulières, et donc, les volcans ne se trouvent sur la surface de la Terre que dans des domaines en dessous desquels ces circonstances spéciales sont réalisées. Pour comprendre cela, nous devons d'abord regarder comment les roches et minéraux fondent. II. 1. Fusion des minéraux Comme la pression augmente dans la Terre, les températures de fusion changent aussi. Pour les minéraux purs en général, il y a deux cas: Si le minéral ne contient pas d'eau (H2O) ou du dioxyde de carbone (CO2) et qu’il n'y a ni (H2O) ni (CO2) présent dans les environs, alors la fusion se produit à une température unique, et à une pression donnée, augmentant avec l’augmentation de la pression ou la profondeur dans la Terre. C'est ce qu'on appelle fusion sèche (fig. 124). Figure 124: Fusion sèche des minéraux anhydres dans un environnement sec. Si (H2O) ou (CO2) sont présents à l'intérieur ou autour de la matière minérale, alors la fusion commence à une température unique et à une pression donnée, mais d'abord, on constate que cette température de fusion décroît avec l'augmentation de la pression (fig. 125). Figure 125: Effet de la présence des gaz sur la fusion des minéraux. 95 II. 2. Fusion des roches Les roches sont des mélanges de minéraux, elles se comportent un peu différemment. Les roches ne fondent pas à une température unique, mais fondent sur une un intervalle de températures. Ainsi, il est possible d'avoir des fusions partielles, dont la partie liquide peut être extrait pour former un magma. Les deux cas généraux sont les suivants: La fusion sèche de roches est similaire à celle des minéraux, les températures de fusion augmentent avec l'augmentation de la pression, sauf qu'il y a un intervalle de températures dans lequel il existe une fusion partielle. Le degré de fusion partielle peut varier de 0 à 100% (fig. 126). Figure 126: Fusion sèche des roches anhydres dans un environnement sec La fusion des roches contenant de l’eau est similaire à celle des minéraux hydratés, sauf qu'il y a un intervalle de température au-dessus duquel la fusion partielle se produit. Là encore, la première température de début de fusion diminue lorsque la pression ou profondeur augmente, puis à haute pression ou profondeur les températures de fusion commencent à augmenter à nouveau (fig. 127). Figure 127: Effet de la présence des gaz sur la fusion des roches. II. 3. Genèse de magmas Ainsi, nous pouvons conclure qu’afin de générer un magma dans la partie solide de la terre, il faut, soit haussé le gradient géothermique d'une manière ou d’une autre, soi baissé la température de fusion des roches. Il y a trois façons de générer des magmas: le gradient géothermique peut être soulevé par une remontée depuis les profondeurs de la Terre vers sa surface de matériaux chauds à partir des profondeurs (fusion par décompression), ou par des intrusions successives de magma (transfert de chaleur), la troisième façon est la diminution de la température de fusion en ajoutant de l'eau ou du dioxyde de carbone (fusion de flux). Le manteau est fait de péridotite (une roche composée d'olivine, de pyroxène et d’un minéral alumineux variant de Plagioclase, Spinelle au Grenat avec l’augmentation de la pression c.-à-d la profondeur. Ces informations proviennent d’enclaves ramenées par les volcans en éruption. En laboratoire, nous pouvons déterminer le comportement à la fusion de ces péridotites. 96 Fusion de décompression - Dans des conditions normales, la température de la Terre, représentée par le gradient géothermique, est inférieur au début de fusion du manteau. Ainsi, pour que le manteau entre en fusion, il doit y avoir un mécanisme pour hausser le gradient géothermique. Un tel mécanisme est la convection, dans laquelle les matériaux du manteau chaud montent à des basses pression ou profondeurs, emportant avec lui sa chaleur (décompression adiabatique) (fig. 128). Figure 128: Fusion du manteau par décompression adiabatique. Si le gradient géothermique haussé devient supérieur à la température de fusion initiale à n'importe quelle pression, alors une fusion partielle se produira. Le liquide de cette fusion partielle peut se séparer des cristaux restants qui ont échappé à la fusion, car, en général, les liquides ont une densité inférieure à celle des solides. Les magmas basaltiques semblent provenir de cette façon. La remontée du manteau semble se produire sous les dorsales océaniques, au niveau des points chauds, et au-dessous des rifts continentaux. Ainsi, la production de magma dans ces trois environnements est probablement causée par la fusion par décompression. Transfert de chaleur - Lorsque des magmas qui ont été générés par d’autres mécanismes et intrudent la croûte froide et s’accumulent dans des réservoirs magmatique, ils apportent avec eux la chaleur. Les intrusions répétées peuvent transférer, aux roches encaissantes de la croûte, suffisamment de chaleur pour augmenter le gradient géothermique local et provoquer la fusion de la roche environnante pour générer de nouveaux magmas. Ces magmas ont généralement une composition acide rhyolitique (fig. 129). Le magma rhyolitique peut également être produit en changeant la composition chimique du magma basaltique comme nous le verrons plus tard. Ce transfert de chaleur par ce mécanisme pourrait être responsable de la génération des magmas rhyolitiques dans les cadres de rift continental, des points chauds et les contextes liés à la subduction. Figure 129: Genèse de magma rhyolitique par transfert de chaleur lié à des intrusions basaltiques répétées. Fusion de Flux - Comme nous l'avons vu ci-dessus, si de l'eau ou du dioxyde de carbone sont ajoutés à la roche, la température de sa fusion est abaissé. Si l'addition d'eau ou le dioxyde de carbone se fait en profondeur dans la terre dont la température est déjà élevée, l'abaissement de la température de fusion peut provoquer la fusion partielle pour générer le magma (fig. 130). Un endroit où l'eau pourrait être introduite est au niveau des zones de subduction. Ici, l'eau présente dans les pores des basaltes en contact avec l’eau de la mer ou de l'eau présente dans les minéraux comme la hornblende, la chlorite ou la biotite, ou dans les minéraux argileux serait libérée par la montée de la 97 température et de la pression, lors de la subduction et l’enfoncement de la lithosphère océanique dans l’asthénosphère, puis cette lithosphère, à HT et HP, subit des réactions de déshydratation, et l’eau libérer va se déplacer vers le manteau situé au-dessus de la plaque subductée. L'introduction de cette eau dans le manteau alors abaisse la température de fusion de ce dernier pour générer la fusion partielle, le magma résultant pourrait alors se séparer de du manteau solide et monter vers la surface (fig. 130). Figure 130: Conditions de fusion du manteau dans les cadres de subduction. III. Composition chimique des magmas La composition chimique du magma peut varier en fonction de la roche qui fond au départ (roche source ou protolithe), des processus qui sont présents lors de la fusion partielle et du transport. III. 1. Composition initiale du Magma La composition initiale du magma est dictée par la composition de la roche - mère (protolithe) et le degré de fusion partielle. En général, la fusion d'une source mantellique (péridotite) se traduit par des magmas mafiques / basaltiques. La fusion de sources crustales donne des magmas plus siliceux rhyolitiques. En général les magmas siliceux se forment par des degrés plus faibles de fusion partielle. Comme le degré de fusion partielle augmente, des compositions moins siliceuses peuvent être générées. Ainsi, la fusion d’une source mafique donne, donc un magma felsique (acide) ou intermédiaire. La fusion de roches ultramafiques (source péridotite), produit un magma basaltique. III. 2. Différenciation magmatique Cependant, les processus opérant durant le transport du magma vers la surface ou lors de son stockage dans la croûte peuvent modifier la composition chimique du magma. Ces processus sont appelés différenciation magmatique et comprennent l'assimilation, le mixage ou mélange et la cristallisation fractionnée. III. 2. 1. Assimilation Comme le magma traverse des roches froides sur son chemin vers la surface, il peut partiellement fondre la roche environnante et intégrer ce liquide dans le magma. A cause de ces petites quantités de fusion partielle donnant des liquides dont la composition est siliceuse, l'addition de ce liquide au magma, fera de lui un autre magma plus siliceux. III. 2. 2. Mixage ou mélange Si deux magmas de compositions différentes arrivent à entrer en contact l’un avec l'autre, ils pourraient se mélanger. Le magma mixte aura une composition située entre celles des deux compositions des magmas originels. Les preuves de mélange sont souvent préservées dans les roches résultantes. III. 2. 3. Cristallisation fractionnée Quand le magma se solidifie pour former une roche il le fait sur un intervalle de température. Chaque minéral commence à cristalliser à une température différente, et si ces minéraux sont en quelque sorte retirés du liquide, la composition liquide va changer. Selon le nombre de minéraux retirés de cette façon, une large gamme de compositions peut résulter. Le processus est appelé différenciation magmatique par cristallisation fractionnée. Les cristaux peuvent être enlevés par une variété de processus. Si les cristaux sont plus denses que le liquide, ils peuvent se sédimenter. S’ils sont moins denses que le liquide ils peuvent flotter. Si le liquide est expulsé par pression, les cristaux pourront être laissés derrière. L’enlèvement des cristaux peut ainsi modifier la composition de la partie liquide du magma. Nous pouvons illustrer cela à l'aide d'un cas très simple. 98 Imaginez un liquide contenant 5 molécules de MgO et 5 molécules de SiO2. Initialement, la composition de ce magma est exprimée comme 50% de SiO2 et 50% de MgO. Imaginons que nous enlevons 1 molécule d'MgO en le mettant dans un cristal qui va être retiré du magma. Maintenant, quels sont les pourcentages de chaque molécule dans le liquide? Si nous continuons le processus une fois de plus en enlevant une molécule MgO de plus: Ainsi, la composition de liquide peut être changée. Ce processus est appelé cristallisation fractionnée. Un mécanisme par lequel un magma basaltique sous un volcan pourrait se changer en un magma andésitique et éventuellement en un magma rhyolitique par cristallisation fractionnée. Ce mécanisme de cristallisation fractionnée est démontré par les séries réactionnelles de Bowen. III. 3. Les séries réactionnelles de Bowen Bowen a trouvé par expérience que l'ordre dans lequel les minéraux cristallisent à partir d'un magma basaltique dépend de la température. Comme le magma basaltique se refroidi l’olivine et un plagioclase riche en Ca cristallisent les premiers. Après un nouveau refroidissement, l'olivine réagit avec le liquide afin de produire le pyroxène et le plagioclase riche en Ca réagit avec le liquide pour donner un plagioclase moins riche en Ca. Mais, si l'olivine et le plagioclase riche en Ca sont retirés du liquide par cristallisation fractionnée, alors le liquide restant sera plus riche en SiO2. Si le processus se poursuit, un magma basaltique originel peut changer d'abord en un magma d’andésite puis en un magma de rhyolite avec la diminution de la température (fig. 131). Minuscule: Roches volcanique Majuscule: Roches plitonique plutonique Liquide Olivines Mélange Liquide - Solide ULTRAMAFIQUE ROCHES IGNEES Péridotites 1200°C Ca Basalte GABBRO Pyroxènes MAFIQUE Amphiboles INTERMEDIAIRE Plagioclases 900°C Andésite DIORITE Biotite Quartz ACIDE Feldspath-K 600°C Na Muscovite Solide Figure 131: Déroulement de la cristallisation des magmas d’après les travaux expérimentaux de Bowen. 99 Rhyolite GRANITE IV. MINERALOGIE IV. 1. Définition Un minéral est une espèce chimique naturelle se présentant sous la forme d’un solide, cristallin d’origine inorganique. Il a une composition chimique définie, non fixe, qui varie à l’intérieur de certaines limites, et des propriétés physiques qui permettent de le différencier d’autres espèces minérales (voir TP). IV. 2. Structure minérale Minéraux cristaux Taille En lame mince ou à l’œil nu, des formes variables des minéraux permettent de qualifier la forme des minéraux: Limité par des faces cristallines Partiellement limité par des faces cristallines Contours quelconques Taille relative cristaux de même taille (équidimentionnels) cristaux de tailles différentes (hétérodimentionnels) automorphes > 5 mm (grains grossiers) cristaux de grandes tailles (Phénocristaux) subautomorphes 1-5 mm (grains moyens) cristaux de tailles moyennes (microphénocristaux) xénomorphes < 1 mm (grains fins cristaux de petites tailles (Microcristaux) IV 3. La composition chimique Les minéraux du magmatisme et du métamorphisme appartiennent à la classe des silicates. Le réseau cristallin d’une espèce minérale est formé par des tétraèdres de [SiO4]4- + Octaèdres de [AlO6] + K+ , Na+, Ca²+, Mg²+, Fe²+, Fe3+, Al3+, (Cr3+, Ti4+, F-, OH-, …) correspondant à des cations qui neutralisent les charges négatives. Il en résulte qu’un minéral correspondant à un édifice ionique électriquement neutre (fig. 132). Figure 132: A droite les ions sont classés d’après leur rayon ionique, qui peuvent être considérés comme des billes, à gauche le tétraèdre [SiO4]4-formant la charpente ou le squelette des minéraux silicatés. Les minéraux peuvent être représentés comme un empilement de billes de rayons différents. On distingue sur des critères de coloration et des critères chimiques: Les minéraux blancs (ou felsiques): quartz, feldspaths alcalins, plagioclases et feldspathoïdes (…) Les minéraux colorés (ferromagnésiens ou mafiques): micas noirs, amphiboles, pyroxènes, péridots (ou olivines), (…) La famille des minéraux silicates regroupe 6 classes de silicates. En fonction de la disposition et de l’arrangement des tétraèdres [SiO4]4-et des octaèdres [AlO6] on distingue (fig. 133): 100 FAMILLE NESOSILICATES (Ile) Structure Radical de base Tétraèdres isolés Exemple: famille des péridots (olivine), [SiO4]4- grenats, zircon Tétraèdres reliés par un sommet SOROSILICATES (Tas) [Si2O7]6- Exemple: mélilite Tétraèdres reliés en anneaux CYCLOSILICATES (Anneau) [Si6O18]6- Exemple: tourmaline, béryl Tétraèdres reliés en chaînes INOSILICATES (Chaîne simple) [Si2O6]4- Exemple: famille des pyroxènes Tétraèdres reliés en rubans INOSILICATES (Chaînes doubles ou rubans) [Si4O11]6- Exemple: famille des amphiboles Tétraèdres reliés formant des feuillets PHYLLOSILICATES (en feuillets) [Si4O10]4- Exemple: famille des micas, famille des argiles, chlorite, serpentine TECTOSILICATES (Toit) [SiO2] Exemple: quartz, famille des feldspaths (alcalins et plagioclases), famille des feldspathoïdes tétraèdres reliés par les quatres sommets Figure 133: grandes groupes de minéraux silicatés des roches magmatiques et métamorphiques. 101 IV. 4. Le polymorphisme et isomorphisme minéral Polymorphisme concerne des minéraux de même composition chimique mais de systèmes cristallins différents = polymorphes. Ces variations de forme sont liées aux conditions (T,P) de cristallisation. Exemple SiO2: SiO2 Système cristallin (TP) Conditions croissantes (T, P) Quartz Hexagonal MT Tridymite Orthorhombique HT Cristobalite Quadratique HT Coésite Monoclinique HP Stishovite Quadratique THP Isomorphisme: Les minéraux de composition chimique variables, mais de système cristallin très voisins peuvent «échanger» des ions par le jeu de substitutions ioniques au sein d’une solution solide (série continue). Exemple: les feldspaths plagioclases ont presque le même système cristallin (triclinique) mais des compositions variant entre des composants purs, l’un calcique (Anorthite: CaAl2Si2O8) et l’autre sodique (Albite: NaAlSi3O8). IV. 5. L’«avidité minérale » en silicium Certains minéraux ont besoins d’une grande quantité de silicium pour se former: «avidité minérale » ou Types de Minéraux saturation en silicium minéraux Toutes les formes de Milieu sursaturé en sursaturés SiO2 (polymorphes) SiO2 Tous les autres Milieu saturé en SiO2 saturés minéraux Milieu déficitaire en Olivine Mg Sous-saturé SiO2 Milieu trop déficitaire Feldspathoïdes Très sous-saturés en SiO2 Roches magmas ou sursaturés saturés Sous-saturés Très saturés sous- IV. 6. La stabilité minérale Un minéral n’est stable que dans le domaine de température et de pression (domaine de stabilité) où il s’est formé lors du phénomène de cristallisation et dans le milieu contenant les éléments chimiques nécessaires à sa structure. En dehors de ce domaine de stabilité, un minéral subit des modifications physiques (structurales) et chimiques (composition): altération chimique; désagrégation mécanique; métamorphisme; fusion. V. CADRES TECTONIQUES Le tableau ci-dessous résume les quantités de magma produites dans différents contextes tectoniques. NATURE QUANTITE DE MAGMA (Km³/an) CHIMIQUE CONTEXTE Intrusif Effusif Accrétion 18 3 Tholéiitique Subduction 8 0.6 Calco-alcalin Intraplaque océanique 2 0.4 Alcalin Intraplaque continentale 1.5 0.1 Alcalin 102 VI. LE DEPLACEMENT DES MAGMAS Depuis la zone de formation vers la surface terrestre au travers des roches du manteau et des croûtes, la vitesse d’ascension d’un magma dépend: Des différentes phases constitutives du magma, De la viscosité du magma, De la nature des roches encaissantes traversées par le magma. VI. 1. La nature des phases VI. 1. 1. Les phases gazeuses: Hypomagma: gaz dissout dans le bain silicaté: vitesse lente Pyromagma: mousseux avec des bulles de gaz: vitesse intermédiaire Epimagma: gaz libérés dans l’atmosphère (laves): vitesse rapide VI. 1. 2. Les phases solides: Enclaves rocheuses, minérales en formation. Ces éléments entraînent un accroissement du frottement d’où une vitesse moindre. VI. 1. 3. Les phases liquides: Matrice silicatée en fusion. Elle a un rôle de lubrifiant; vitesse accrue. VI. 2. La viscosité du magma Fonction du chimisme, de la température et de la teneur en eau du magma. Elle a une grande importance sue le dynamisme éruptif. La viscosité d’un magma acide est élevée (riche en SiO2, basse température). La viscosité d’un magma basique est basse (pauvre en SiO2, haute température). VI. 3. La nature des roches encaissantes Les fractures et les failles favorisent l’ascension des magmas. L’assimilation par le magma des roches encaissantes peut générer un magma synthétique. VI. 4. Le stockage des magmas En profondeur dans des chambres magmatiques. Chambre magmatique= lieu de la cristallisation commençante + lieu de transition magmatique. VII. LES STRUCTURES DES ROCHES MAGMATIQUES VII. 1. Généralités, définition et règles La structure ou la texture d’une roche magmatique correspond à l’arrangement de ses constituants (minéraux et/ou verre) observés à l’échelle macroscopique ou microscopique. La structure d’une roche magmatique reflète les conditions de cristallisation du magma associé: Ordre d’apparition des minéraux (temps de cristallisation) Vitesse de refroidissement du magma Gisement Il existe 4 règles de cristallisation: Plus un minéral dispose de temps pour se former plus il sera de grande taille et présentera une forme géométrique bien définie. => Phénocristaux / automorphe Moins un minéral dispose de temps pour se former plus il sera de petite taille et présentera une forme géométrique aléatoire. => Microcristaux-microlites / Subautomorphe à xénomorphe Le minéral dernièrement formé occupe les volumes laissés par les autres phases minérales. Il ne peut pas acquérir une forme géométrique bien définie. => Xénomorphe 103 Le verre (métastase) est une substance minérale non cristallisée (amorphe) d’un magma ayant refroidi brutalement (effet de trempe). Les temps de cristallisation Phénocristaux équidimentionnels = 1 seul temps de cristallisation, très long. Phénocristaux + microcristaux = 2 temps de cristallisation : un long et un court. Phénocristaux + microcristaux + verre = 3 temps de cristallisation : 1 long, 1 court et un effet de trempe. VII. 2. Structure grenue 100 % minéraux visible à l’œil nu; roches entièrement cristallisées: holocristalline et minéraux de grande taille. C’est le cas des magmas à refroidissement lent en profondeur. Les roches obtenues sont dites plutoniques. VII. 3. Structure microgrenue Majorité des minéraux invisibles à l’œil nu. Dans ce cas la roche est entièrement cristallisée: holocristalline, mais les minéraux sont de petite taille car, le refroidissement est relativement rapide, en particulier, dans les complexes filoniens. Roches filoniennes ou hypovolcaniques ou de subsurface. VII. 4. Structure microlitique Majorité des minéraux invisibles à l’œil nu. La roche n’est pas entièrement cristallisée: cryptocristalline. Il s’agit des magmas ayant subi un refroidissement rapide en surface. Roches volcaniques (effusives). Présence de verre dans lequel beigne l’ensemble des cristaux présents (mésostase / pâte amorphe). VII. 5. Structure trachytique Majorité des minéraux invisibles à l’œil nu. Roche n’est pas entièrement cristallisée: cryptocristalline. Refroidissement rapide en surface. Roches volcaniques (effusives). Présence de verre (mésostase / pâte amorphe) VII. 6. Structure vitreuse Majorité de verre (mésostase). Roches non cristallisées: hyaline. Refroidissement très rapide en surface. Roches volcaniques (effusives). VIII. LES MODES DE GISEMENT Il existe 3 types de gisements (fig.134): Les roches magmatiques plutoniques. Roches de profondeur ou intrusives à structure grenue. Les roches magmatiques filoniennes. Roches de semi-profondeur ou périplutoniques à structure microgrenue. Les roches magmatiques volcaniques. Roches de surface ou effusives à structure microlitique / trachytique / vitreuse. VIII. 1. Les plutons VIII. 1. 1. Les massifs discordants Ils se localisent entre 600 et 6000 m de profondeur, avec des dimensions d’environ une dizaine de millier de Km. Ils correspondent à des anciennes chambres magmatiques. Leurs contacts avec l’encaissant se matérialise par une zone transitoire marqué par une «digestion» des roches encaissantes et/ou des transformations métamorphiques de ces roches par effet thermique (métamorphisme de contact). VIII. 1. 2. Les massifs concordants Ils se localisent à plusieurs milliers de km de profondeur, avec des dimensions d’environ une dizaine de millier de Km. Le contact est sans bord franc. La zone de transition entre les massifs et les roches encaissantes est très large et diffuse. 104 VIII. 2. Les complexes filoniens Ce sont des roches riches en minéraux (semi-) précieux. Elles sont associées à différents types de gisements: Les laccolites (coupoles à base horizontale) Les lopolites (coupoles inversées) Les phacolites (accumulation de charnière) Les necks (cheminées volcaniques mises à nu) Les dykes (filons verticaux, généralement) qui apparaissent discordants par rapport à leur encaissant Les sills (filons horizontaux, généralement) qui apparaissent concordants avec les structure de à leur encaissant VIII. 3 Les édifices volcaniques (Voir volcans) VIII. 4. Résumé des gisements des roches magmatiques Figure 134: Bloc diagramme schématique, modélisant les différents devenirs des magmas dans la croûte continentale. Plutons allochtones: (1) Piégeage en profondeur d'un magma en respectant les lignes de forces de l'encaissant: laccolite. (2). et (4) Structures de roches péri-plutonique, dyke. (5) Sill. (7) Piégeage en profondeur d'un magma en respectant les lignes de forces de l'encaissant: lopolite. Plutons autochtones: (3) Domaine des anatéxites, anatexie crustale avec piégeage du liquide in situ, conduit à une morphologie de batholite. Volcanisme: (6) Le magma s'extirpe jusqu'en surface. 105 IX. LES CLASSIFICATIONS DES ROCHES MAGMATIQUES IX. 1. Généralités Il s’agit de regrouper les centaines de roches magmatiques identifiées dans le monde en différentes classes pétrographiques (classification). Une classification ≠ une définition. IX. 2. Les différentes méthodes de classification Basées sur l’assemblage minéralogique observé en macroscopie ou en microscopie: Une estimation des compositions minéralogiques Le mode déterminé ou microscope Basées sur les analyses géochimiques : Une détermination d’une composition minéralogique virtuelle (norme CIPW) La création de diagrammes rectangulaires et triangulaires de classification. IX. 2. 1. Détermination du mode d’une roche (pétrographe) Le mode correspondant à la composition minéralogique réelle d’une roche magmatique, déterminée par analyse microscopique. Les minéraux sont exprimés en pourcentage de la surface observée sur la lame. Limitations liées à l’expérimentateur et à la capacité optique du microscope. Composition minéralogique réelle utilisable dans le diagramme de Mason. IX. 2. 2. Détermination de la norme d’une roche (géochimiste) La norme exprime la composition minéralogique théorique (virtuelle) d’une roche magmatique calculée à partir de poids d’oxydes. La teneur en pourcentage de chacun de ces oxydes étant obtenue par analyse chimique, on répartit ceux-ci suivant une procédure de calcule appelée norme CIPW, comme si les minéraux avaient pu cristalliser complètement. Les minéraux ainsi définis par calculs sont qualifiés de minéraux normatifs. On obtient une composition minéralogique virtuelle (pondérale ou volumique). L’analyse des poids d’oxyde permet également de classer les échantillons analysés dans de nombreux diagramme afin d’affiner une définition des roches étudiées (classifications chimiques comme Na2O +K2O en fonction de SiO2). Limite: La norme CIPW ne tient pas compte de la mésostase. IX. 2. 3. Classifications des roches magmatiques très utilisées Basée sur l’acidité représentée par la teneur en poids d’oxyde SiO2 (géochimiste). L’acidité d’une roche s’exprime par le pourcentage pondéral en silice. Il existe 4 classes de roches: Acides (SiO2 > 65 %) (rhyolite ou granite) Intermédiaires (52 % < SiO2 < 65 %) (andésite ou diorite) Basiques (45 % < SiO2 < 52 %) (basalte ou gabbro) Ultrabasiques (SiO2 < 45 %) (péridotite) Basée sur le degré de saturation en SiO2 (pétrographe). La saturation d’une roche s’exprime par sa richesse en quartz. Il existe 4 classes (ou divisions) de roches: Sursaturées (quartz) Saturées (sans quartz ni feldspathoïdes) Sous-saturées (à olivines-Mg) Très sous-saturées (à feldspathoïdes) Basée sur l’alcalinité (pétrographe / géochimiste). Il existe 3 classes: Roches alcalines à feldspaths alcalins 106 Roches calco-alcalines à feldspaths alcalins et plagioclases Roches calco-sodiques à plagioclases Basée sur la coloration (pétrographe). La coloration des roches est l’expression du pourcentage des minéraux ferromagnésiens (colorés ou mafiques) par rapport à l’ensemble des minéraux. Indice de coloration «M» permet de distinguer 5 classes (ou groupes): Roches hololeucrates (0 – 12% de ferromagnésiens) Roches leucocrates (12.5 – 37.5% de ferromagnésiens) Roches mésocrates (37.5 – 67.5% de ferromagnésiens) Roches mélanocrates (67.5 – 87% de ferromagnésiens) Roches holomélanocrates (87.5 – 100% de ferromagnésiens) Classification de Streckeisen: basée sur les modes des roches magmatiques: (1) Quartz, (2) Feldspaths alcalins (3) Feldspaths plagioclases, (4) Feldspathoïdes, (5) Olivines, (6) Clinopyroxènes, (7) Orthopyroxènes. La classification = deux diagrammes : Un diagramme triangulaire dédié à la classification des roches mafiques => fonction de l’olivine et des pyroxènes (fig. 135). Figure 135: classification des roches ultramafiques (M > 90%) Un double diagramme losangique dédié à la classification des autres roches (M < 90%)=> Quartz, feldspaths alcalins, feldspaths plagioclases, feldspathoïdes. Ces roches ont un indice de coloration < 90% (fig. 136). Les noms en gras correspondent aux roches plutoniques de profondeur. Les autres correspondent à leur équivalent volcanique ou de surface. 107 Quartz Roches hyperquartzeuses Granite alcalin Rhyolite alcaline Granodiorite Dacite Granite Rhyolite Tonalite AndésiteBasalte quartziques Diorite - Gabbro Andésite - Basalte Syénite alcaline trachyte alcaline Feldspath alcalin Syénite feldspathoïdique phonolite Syénite Trachyte Monzonite Latite Monzosyénite feldspathoïdique phonolite Monzodiorite Monzogabbro Trachyte-andésite Trachy-basalte Essexite Téphrite FeldspatoÏdite Néphilinite Leucitite Feldspathoïdes Figure 136: classification des roches mafiques et felsiques (M > 90%). 108 Théralite Basanite Plagioclase Diagramme rectangulaire (à deux variables) pour les roches volcaniques: Alcalinité versus acidité. Ce diagramme rend possible la détermination de la série magmatique regroupant les différentes roches résultant d’une différenciation magmatique. Diagramme triangulaire (à trois variables) pour les roches subalcalines. Ce diagramme triangulaire est connu sous le nom de diagramme AFM. Il permet de déterminer avec finesse la nature des roches subalcalines et leur position dans les séries magmatiques. X LES PRINCIPALES ROCHES MAGMATIQUES X. 1. Groupe du granite Roche grenue: le granite est une roche à structure holocristalline à quartz et feldspaths alcalins (orthose) + micas, amphiboles, plagioclases sodiques. Roche microgrenue : microgranite Roche microlitique / fluidale : rhyolite Roche vitreuse : ponce ou obsidienne 109 X. 2. Groupe de la granodiorite Roche grenue: Les granodiorites ont une composition chimique très proche des granites mais moins acides. Les plagioclases remplacent l’orthose, le pyroxène et l’amphibole peuvent remplacer la biotite. L’équivalent microgrenu est une microdiorite; alors que l’équivalent microlitique / fluidale : dacite. X. 3. Groupe de la syénite Roche grenue: La syénite est une roche grenue à feldspaths alcalins et à amphiboles. L’équivalent microgrenu: microsyénite et l’équivalent microlitique: trachyte X. 4. Groupe de la diorite Roche grenue: La diorite est une roche grenue à plagioclase (plutôt sodique), amphiboles et pyroxène (sans quartz). L’équivalent microgrenu est la microdiorite et l’équivalent microlitique est l’andésite. X. 5. Groupe du gabbro Roche grenue: Le gabbro est une roche grenue à plagioclases calciques associés à du pyroxène. L’équivalent microgrenu est le micogabbro et l’équivalent microlitique est le basalte. Les basaltes tholéïtiques, alcalins et hyperalumineux sont riches en olivine / pyroxènes / plagioclases. Les minéraux ferromagnétiques sont très abondants. L’équivalent vitreux est la Tachylite X. 6. Groupe des roches à feldspaths et feldspathoïdes Roche grenue: syénite néphélinique; roche microlitique: phonolite. Ce sont des roches pauvres en silice. X. 7. Groupe des roches à feldspathoïdes Roche grenue: ijolite; roche microlitique : néphélinite et leucitite. Ce sont des roches très pauvres en silice. X. 8 Groupe des péridotites Roche grenue: péridotite; roche microlitique: limburgite. 110 111 I. INTRODUCTION La Terre est une planète géologiquement active. Très peu de terrains sont restés intacts depuis leur formation. Ils subissent l'influence des phénomènes géologiques ultérieurs à leur mise en place. Lors de cette remobilisation les roches vont êtres déformées, enfouies, transformées. C'est le métamorphisme. II. DEFINITION DU METAMORPHISME Le terme métamorphisme vient du grec: Meta = changement; Form: forme, ainsi le métamorphisme désigne le changement de forme. Il a lieu en profondeur, dans les entrailles de la Terre (roches endogènes). En géologie cela se réfère aux changements, à l’état solide, dans l’assemblage minéral et dans la structure et la texture résultant de la soumission des roches préexistantes à des pressions et des températures différentes de celles sous lesquelles elles se sont formées originellement. Noter que la diagenèse est aussi un changement de forme qui se produit dans les roches sédimentaires. En géologie, cependant les processus diagénétique sont réservés à ceux qui se produisent à des températures en dessous de 200°c et à des pressions en dessous de 300MPa (1MPa et l’équivalent d’environ 3000 atmosphères de pression). La diagenèse représente donc la limite inférieure du métamorphisme. Donc, le métamorphisme commence à des T et des P plus élevées que 200°C et 300MPa. Les roches peuvent être soumises à ces plus fortes T et P s’elles sont enfouies profondément dans la Terre. Un tel enfouissement prend place généralement comme un résultat de processus tectoniques comme la collision continentale ou la subduction. La limite supérieure du métamorphisme apparaît à des P et T de la fusion partielle sèche (sans eau) des roches en question. Une fois la fusion commence, le processus change à un processus magmatique plutôt qu’un processus métamorphique. N'importe quelle roche peut être métamorphisée. Ce peut être une roche sédimentaire, magmatique ou même une roche métamorphique déjà existante. Selon la nature de la roche de départ on distingue: le paramétamorphisme: c'est une roche sédimentaire qui est métamorphisée, l'orthométamorphisme: c'est une roche magmatique qui est métamorphisée, le polymétamorphisme: c'est une roche métamorphique qui est métamorphisée. Le métamorphisme correspond à l'intervalle existant entre la diagenèse des sédiments (faible température et faible pression) et la fusion des roches (par anatexie). La transition entre diagenèse et métamorphisme est appelée Anchimétamorphisme. III. DEGRE DU METAMORPHISME Comme les formations rocheuses subissent des augmentations de la T et/ou de la P ça veut dire que les roches sont soumises à un métamorphisme prograde ou que le degré du métamorphisme augmente. Le degré du métamorphisme est un terme général pour décrire les conditions de température et de pression relatives sous lesquelles s’effectue la formation des roches métamorphique (fig. 137). Le métamorphisme de bas ou de faible degré prend place à des températures d’environ 200 à 300°C, et des pressions relativement faibles. Les roches métamorphiques de bas degré sont caractérisées par une abondance de minéraux hydroxylés, minéraux qui contiennent de l’eau, H2O sous forme de groupement (OH) dans leur structure cristalline. 112 Figure 137: Place et degrés du métamorphisme comme processus géologique. Les exemples de minéraux hydroxylés qui sont présents dans les roches métamorphiques de bas degré sont: Les argiles Les serpentines Les chlorites Le métamorphisme de haut de fort degré prend place à des températures supérieures à 320°C et des pressions relativement fortes. Comme le degré du métamorphisme augmente, les minéraux hydroxylés deviennent moins hydratés par perte de H2O et les minéraux non-hydroxylés deviennent plus commun. Les exemples de minéraux moins hydratés et des minéraux non-hydroxylés qui caractérisent le métamorphisme de haut degré sont: Muscovite: minéral hydroxylé qui disparaît éventuellement à des degrés de métamorphisme plus forts ? Biotite: minéral hydroxylé qui est stable à des degrés de métamorphisme très forts, Pyroxène: minéral non-hydroxylé, Grenat: minéral non-hydroxylé. Dans le cas d’un métamorphisme avec une diminution de son intensité, dit métamorphisme rétrograde, les formations rocheuses subissent des diminutions de la T et/ou de la P liées à l’érosion des roches sus-jacentes ou à des soulèvements tectoniques on peut s’attendre que le métamorphisme suive une tendance inverse et éventuellement retourner aux roches dans leur état originel non métamorphisées. Si le métamorphisme rétrograde était commun, les roches de ce type de métamorphisme auraient été communément présentes au niveau de la surface de la Terre. Puisque ce type de roche sont absentes à la surface de la Terre, le métamorphisme rétrograde n’apparaît pas être commun. Les raison pour cela inclus: Les réactions chimiques prennent place plus lentement lorsque la T est réduite. Durant le métamorphisme prograde, les fluides comme H2O et CO2 sont expulsés, et ces fluides sont nécessaires pour former des minéraux hydroxylés qui sont stables au niveau de la surface de la Terre. Les réactions chimiques prennent place plus rapidement en présence de fluides, mais si les fluides sont expulsés durant le métamorphisme prograde, ils ne pourront pas être disponibles pour accélérer les réactions durant le métamorphisme rétrograde. 113 IV. FACTEURS CONTROLANT LE METAMORPHISME Le métamorphisme apparaît parce que beaucoup de minéraux sont stables sous certaines conditions de T et de P seulement. Lorsque la T et la P changent, les réactions chimiques apparaissent qui causent le changement des minéraux dans les roches en un assemblage de minéraux stables sous les nouvelles conditions de T et de P. Mais, le processus est compliqué par des choses telles que la façon dont la pression est appliquée, la durée pendant laquelle la roche est soumise à des pressions et des températures plus élevées, et si oui ou non il y a une phase fluide présente au cours du métamorphisme. IV. 1. Température La température augmente avec la profondeur dans la terre conformément au gradient géothermique. Ainsi une température plus élevée peut se produire par enfouissement de la roche. La température peut également augmenter en raison d’intrusion magmatique. IV. 2. Pression La pression augmente avec la profondeur d'enfouissement. Donc, à la fois la pression et la température varient avec la profondeur dans la Terre. La pression est définie comme une force agissant identiquement dans toutes les directions. Il existe un type de contrainte, appelée contrainte hydrostatique ou contrainte uniforme. Si les contraintes ne sont pas égales dans toutes les directions, les contraintes sont appelé contraintes différentielles (fig. 138). Figure 138: contraintes uniformes différentielles. Si les contraintes différentielles sont présentent durant le métamorphisme, elles peuvent avoir un effet très prononcé sur la texture de la roche. Les grains arrondis peuvent devenir aplatis perpendiculairement à la direction de la contrainte maximale. Figure 139: Effet des contraintes différentielles sur la texture des roches. 114 Les minéraux qui recristallise ou croissent dans un champ de contraintes différentielles peuvent avoir une orientation préférentielle Ceux-ci est vrai particulièrement pour les minéraux silicatés en feuillet comme les micas, biotite et muscovite, les chlorites, les talcs et les serpentine fig. 140). Figure 140: Résultat des minéraux recristallisant ou croissant dans un champ de contraintes différentielles. Ces silicates en feuillet peuvent croître avec leurs feuillets orientés perpendiculairement à la direction de la contrainte maximale. L’orientation préférentielle des silicates en feuillet cause une fracturation facile des roches approximativement le long des feuillets parallèles. Une telle structure est appelée foliation. IV. 3. La phase fluide Tout espace existant en les grains de minéraux dans une roche peut potentiellement contenir un fluide. Ce fluide est généralement H2O, mais contient de la matière minérale dissoute. Cette phase fluide est importante car les réactions chimiques, qui impliquent un minéral solide se transformant en un autre minéral solide, peuvent être fortement accélérées par la présence d’ions transportés par le fluide. Dans des conditions d’augmentation de la P du métamorphisme, les espaces poreux dans lesquels réside le fluide sont réduits, ainsi le fluide est conduit vers l’extérieur. Ainsi, aucun fluide ne pourra être présent, quand les conditions de T et de P sont diminuées et, discuté auparavant le métamorphisme rétrograde sera inhibé. IV.4. Le temps Les réactions chimiques impliquées dans le métamorphisme, entrainant des recristallisations et/ou croissance de nouveaux minéraux, néoformation, sont des processus extrêmement lents. Ainsi les métamorphiques à grains grossiers impliquent un temps long de métamorphisme. Les expériences suggèrent que le temps impliqué est en millions d’années. V. REPONSES DES ROCHES A L’AUGMENTATION DU DEGRE DU METAMORPHISME V. 1. Métamorphisme des roches grèso-pélitique V. 1. 1. Ardoise Les ardoises se forment sous un degré faible de métamorphisme par la croissance de fins grains de minéraux de chlorite et d’argile. L’orientation préférentielle de ces silicates en feuillet entraine que la roche se casse facilement le long de plans parallèlement aux silicates en feuillet causant une structure de clivage ardoisier. Noter que dans le cas présent, la contrainte maximale est appliquée à un angle par rapport aux plans de stratification originelle, ainsi le clivage ardoisier se développe à un angle par rapport à la stratification (fig. 141). 115 Figure 141: Aspect de détaille d’une ardoise. V. 1. 2. Schiste La dimension des grains minéraux tend à augmenter avec l’augmentation du degré de métamorphisme. Eventuellement la roche développe presque une foliation planaire résultant de l’orientation préférentielle des minéraux feuilletés (principalement biotite et muscovite). Les grains de feldspath et de quartz, cependant ne montrent pas d’orientation préférentielle. La foliation planaire irrégulière à ce stade est appelée schistosité (fig. 142). Figure 142: Aspect macroscopique et de détaille d’un schiste. V. 1. 3. Micaschiste Un micaschiste est une roche métamorphique à forte transformation constituée principalement de minéraux en feuillets, ou phyllosilicates tels que des micas, de la chlorite ou du talc. Généralement, les micaschistes contiennent aussi du quartz ou des feldspaths ainsi que des minéraux accessoires tels que des amphiboles ou des grenats. Les micaschistes sont caractérisés par un feuilletage très évident souligné par minéraux en feuillets qui se développent parallèlement aux plans de la schistosité: foliation résultant d’un métamorphisme de degré plus fort que dans le cas des schistes. Figure: Aspect de détaille d’un micaschiste caractérisé par l’abondance des minéraux phylliteux. V. 1. 4. Gneiss Comme le degré du métamorphisme augmente, les phyllosilicates deviennent des minéraux plus ou moins instables et les minéraux de couleur sombres comme la biotite, qui devient abondante, l'amphibole et le pyroxène commencent à se développer. Ces minéraux sombres ont tendance à subir une ségrégation et occupés des bandes distinctes à travers la roche, ce qui donne à la roche un rubanement gneissique. A cause du fait que les minéraux sombres ont tendance à former des cristaux allongés, plutôt qu’en feuillet, ils restent encore avec une orientation préférentielle avec leurs longues directions perpendiculaires à la contrainte différentielle maximale. 116 Figure 142: Aspects macroscopique et de détaille d’un gneiss. V. 1. 5. Granulite A un degré très fort du métamorphisme, tous les minéraux hydroxylés et les phyllosilicates deviennent instables et ainsi ils sont présents en quelques minéraux qui pourraient montrer une orientation préférentielle. La roche résultante pourrait avoir une texture granulitique qui est similaire à la texture phanéritique ou grenue des roches magmatiques. V. 2. Métamorphisme des roches gréseuses Le protolithe est composé presque seulement de quartz son métamorphisme provoque une recristallisation et une croissance des quartzs, produisant une roche sans foliation nommée quartzite. V. 3. Métamorphisme des calcaires Puisque les calcaires sont constitués essentiellement d’un seul minéral, calcite, et la calcite est stable sur un large intervalle de T et de P, le métamorphisme des calcaire entraîne seulement que les cristaux originaux de calcite croissent et deviennent plus larges. Puisque les silicates en feuillet sont absents la roche résultante de marbre ne montre pas de foliation. V. 4. Métamorphisme des basaltes et des gabbros V.4. 1. Schiste vert Les olivine et les pyroxènes et plagioclases dans le basalte originel se transforment en amphibole et chlorite (les deux communément de couleur verte). Ces transformations résultent de la réaction de l’eau des pores avec les minéraux originaux à des T et P des conditions du métamorphisme de degré faible. V.4. 2. Amphibolite Comme la P et la T augmentent pour un métamorphisme de degré intermédiaire, seulement les amphiboles colorées en noir et les plagioclases survivent dans la roche résultante: amphibolite. V.4. 3. Granulite A un degré de métamorphisme de degré plus fort les amphiboles sont remplacées par des pyroxènes et des grenats. La foliation disparait et une granulite à texture granulitique est produite. VI. LES TYPES DE METAMORPHISME VI. 1. Le métamorphisme cataclastique Ce type de métamorphisme est dû à la déformation mécanique, comme quand deux blocs de roches glissent et l’un passe au-dessus de l’autre le long d'une zone faillée. La chaleur est produite par le frottement du glissement le long de la zone, et les roches tendent, en raison du glissement, à s’écraser et se pulvériser. Le métamorphisme cataclastique n'est pas très commun et est limité à des zones étroites le long desquelles le glissement s'est produit (fig. 143). 117 Figure 143: Roche métamorphique résultant de la déformation mécanique: brèche. VI. 2. Le métamorphisme d’enfouissement Lorsque les roches sédimentaires sont enterrées à des profondeurs de plusieurs centaines de mètres, des températures supérieures à 300°C peuvent se développer en l'absence de contrainte différentielle. De nouveaux minéraux grandissent, mais la roche ne semble pas être métamorphosée. Les principaux minéraux produits sont les zéolites. Le métamorphisme d’enfouissement se chevauche, dans une certaine mesure, avec diagenèse, et s’étend dans le métamorphisme régional avec l'augmentation de la température et de la pression. VI. 3. Métamorphisme de contact Il présent au voisinage des intrusions magmatique et résulte de l’effet des Températures élevées associée aux intrusions magmatiques. Puisque des petites surface, seulement, entourant l’intrusion sont chauffées par le magma, le métamorphisme est limité à la zone entourant l’intrusion, appelée auréole métamorphique (fig. 144). A l’extérieur de l’auréole métamorphique les roches sont non métamorphisées. Le degré du métamorphisme augmente dans toutes les directions en se déplaçant vers l’intrusion. A cause des différences de T entre les roches de l’encaissant et le magma en intrusion qui sont très larges à des niveaux de profondeur faibles de la crôute, Le métamorphisme de contact est généralement considéré comme un métamorphisme de haute température et de basse pression. La roche produite est appelée cornéenne souvent avec des grains fins, qui ne montre pas de foliation. Figure 144: Intrusion magmatique et métamorphisme de contact associé. 118 V. 4. Le métamorphisme régional Ce type de métamorphisme se produit sur de grandes superficies qui ont été soumis à des degrés élevés de déformation sous contrainte différentielle. Ainsi, il se traduit généralement par la formation des roches métamorphiques qui sont fortement foliées, comme les ardoises, schistes et gneiss. La contrainte différentielle se traduit généralement par des forces tectoniques qui produisent une compression des roches, par exemple lorsque deux masses continentales entrent en collision l’une contre l’autre. Ainsi, les roches ayant subi un métamorphisme régional se trouvent dans les noyaux des chaînes de montagnes ou dans les chaînes de montagnes érodées. Les contraintes de compression entraînent le plissement des roches (fig. 145) qui donne lieu à un épaississement de la croûte qui tend à pousser les rochers à des niveaux plus profonds où ils sont soumis à des températures et des pressions plus élevées. Figure 145: Effets du métamorphisme régional sur les roches de la croûte. La figure 146 montre une carte d'une zone hypothétique ayant subi un métamorphisme régional. La plupart de ces zones peuvent être divisés en sous-zones où un minéral particulier, appelé minéral indice, est caractéristique de la sous-zone. Les zones sont séparées par des lignes (surfaces en trois dimensions) qui marquent la première apparition du minéral indice. Ces lignes sont appelées isogrades (signifiant égal degré) et représentent des lignes (surfaces vraiment) où le degré de métamorphisme est égal. Les isogrades: ce sont des zones qui définissent un degré d'intensité dans le métamorphisme. Elles sont caractérisées par l'apparition successive de certains minéraux. Par exemple dans la succession chlorite, biotite, staurotide, disthène et sillimanite. Une zone où apparaît la biotite et chlorite sera moins métamorphisée qu'une zone où apparaît aussi le staurotide. 119 Figure 146: Zones de degré d'intensité métamorphique, caractérisées par l'apparition successive de certains minéraux. VI. LES ZONES DU METAMORPHISME Elles permettent d'établir une classification en fonction de l'intensité du métamorphisme ramenée à la profondeur: L'anchizone: C'est la zone intermédiaire entre diagenèse et métamorphisme. L'épizone: Elle correspond au métamorphisme de basse pression et de température faible (300 à 500°C). On y trouve de nombreux minéraux hydroxylés. La mésozone: Elle caractérise un métamorphisme moyen, avec apparition de biotite, muscovite, staurotide, amphiboles et disthène. La catazone: Elle correspond à un métamorphisme intense. Température et pression y sont élevées mais il y a peu de contraintes. Les minéraux que l'on y trouve sont la sillimanite, l'andalousite, les grenats et les pyroxènes ainsi que des plagioclases. VII. LES FACIES METAMORPHIQUES Au cours du métamorphisme, une même roche subit des modifications minéralogiques. Certains minéraux apparaissent, d'autres disparaissent. Or les minéraux n'apparaissent que dans certaines conditions de températures et de pressions, ce que l'on appelle leur domaine de stabilité. Pour éviter des erreurs d'interprétations en n'étudiant qu'un seul minéral, on a défini des paragenèses. En fait on observe non pas un minéral, mais une association de minéral, ou paragenèse. 120 Figure 147: Séquence d’apparition des minéraux en fonction du degré du métamorphisme. Changements dans l'association de minéraux dans un shale pendant son métamorphisme. Le disthène et la sillimanite sont des polymorphes (Al2SiO5). En général, les roches métamorphiques ne changent pas beaucoup de composition chimique au cours du métamorphisme. Les changements dans les assemblages de minéraux sont dus à des changements dans les conditions de température et de pression métamorphisme. Ainsi, les assemblages de minéraux qui sont observées doivent être une indication de l'environnement de température et de pression que la roche a subi. Ces environnements de pression et la température sont appelés faciès métamorphiques (fig. 147). Figure 148: Faciès métamorphiques. 121 Les séquences de faciès métamorphiques observés dans tous les terrains métamorphiques, dépend du gradient géothermique qui était présent au cours du métamorphisme. Un fort gradient géothermique tel que celui marqué "A" dans la figure 148, pourrait être présent autour d'une intrusion ignée, et se traduirait par des roches métamorphiques appartenant aux facies cornéennes. En vertu d'un gradient géothermique normal, tel que «B» dans la figure 148, les roches progresseraient de faciès zéolite aux faciès schiste vert, amphibolites et éclogites parallèlement au degré de métamorphisme (ou profondeur d'enfouissement) qui augmente. Si un gradient géothermique faible était présent, comme dans le cas de la courbe "C" de la figure 148, puis roches progresseraient de facies zéolite aux faciès schiste bleue puis au facies d’éclogite. Ainsi, si l'on connaît les faciès de roches métamorphiques d’une région on peut déduire de cette dernière au moment où le métamorphisme est survenu: Un métamorphisme de basse pression et haute température (Type Abukuma): Il est caractérisé par le passage Andalousite/Sillimanite et la fréquence de la cordiérite. Il correspond à un gradient géothermique important (10°C /100m). Ce climat concerne le métamorphisme de contact ou celui qui a lieu dans les zones de friction. Un métamorphisme de pression et température moyennes (Type Barrovien): Il est caractérisé par le passage Disthène/Sillimanite et la fréquence du grenat. Il correspond à un gradient géothermique normal (3°C /100m). Ce climat concerne le métamorphisme localisé dans les orogènes de collision. Un métamorphisme de haute pression : Caractérisé par la présence de schistes bleus, il correspond à un gradient faible (1°C /100m). Ce climat concerne le métamorphisme d'enfouissement, de subduction, ou d'obduction. VIII. METAMORPHISME ET TECTONIQUE DES PLAQUES À présent, les gradients géothermiques observés sont fortement affectées par la tectonique des plaques. Le long des zones de subduction, les magmas sont générés en profondeur à proximité de la zone de subduction et se mettent en place à des niveaux peu profonds de la croûte. A cause de leur haute température ils sont amenée près de la surface, le gradient géothermique dans ces régions devient élevée (gradient géothermique "A" (fig. 148), et provoquent le métamorphisme de contact (faciès cornéenne) comme résultat. A cause de la compression qui se produit le long d'une marge de subduction (les mouvements de la croûte océanique vers l'arc volcanique) les roches peuvent être poussées vers le bas à des profondeurs soit le long d’un gradient géothermique normal ou légèrement supérieur à la normale («B», fig. 148). En fait, le gradient géothermique est susceptible d'être légèrement supérieur à «B», parce que le passage du magma à travers la croûte aura tendance à la chauffer. Dans ces régions, nous nous attendons à voir des faciès de roches métamorphiques correspondant aux facies schistes verts, amphibolites et granulites. Le long d'une zone de subduction, la lithosphère océanique relativement froide est poussée vers le bas à de grandes profondeurs. Cela se traduit par la production d'un gradient géothermique faible (température augmente lentement avec la profondeur). Ce gradient géothermique faible ("C") (fig. 148), se traduit par un métamorphisme représenté par les faciès de schistes bleus et d’éclogite. Le métamorphisme d'enfouissement se déroule dans les parties inférieures des empilements épais de sédiment accumulés sur les plateaux et talus continentaux. 122 Figure 149: Distribution des zones de faciès métamorphiques dans le cadre tectonique d’une marge continentale active. 123 Tables des matières I. Chaleur interne de la Terre ............................................................................................................................. 2 I. 1. Origine de la chaleur interne du Globe ................................................................................................... 2 I. 1. 1. Chaleur initiale de la Terre (20% à 24%) ....................................................................................... 2 I. 1. 2. Chaleur due à un tri gravitationnel: énergie de différenciation (20 – 30%) ................................... 2 I. 1. 3. La chaleur latente de cristallisation ............................................................................................ 3 I. 1. 4. Chaleur de désintégration (essentiel de la chaleur) .................................................................... 3 I. 2. Dissipation de la chaleur interne ............................................................................................................ 4 I. 2. 1 Flux de chaleur de la Terre .............................................................................................................. 4 I. 2. 2. Mécanismes de transfert de chaleur................................................................................................ 4 I. 2. 2. 1. La conduction thermique ........................................................................................................ 5 I. 2. 2. 2. Le rayonnement thermique ..................................................................................................... 5 I. 2. 2. 3. La convection ......................................................................................................................... 6 I. 2. 2. 4. L’advection ......................................................................................................................... 7 I. 2. 3. Le gradient géothermique ............................................................................................................... 8 I. 3. Conclusions ............................................................................................................................................ 8 II. Le champ magnétique terrestre ..................................................................................................................... 9 II. 1. Le magnétisme ...................................................................................................................................... 9 II. 2. Spectre magnétique ............................................................................................................................. 10 II. 3. Origine du champ magnétique terrestre .......................................................................................... 10 II. 3. Le vecteur champ magnétique et ses composantes ............................................................................. 11 II. 3. 1. Direction, sens et valeur .............................................................................................................. 12 II. 3. 2. Déclinaison et inclinaison magnétiques ...................................................................................... 12 II. 3. 3. Composantes horizontale et verticale ...................................................................................... 13 II. 4. Structure du champ magnétique terrestre ............................................................................................ 13 II. 4. 1. La magnétosphère ................................................................................................................... 13 II. 5. Variations au cours du temps de la position des pôles magnétique ................................................ 14 II. 6. Inversion des pôles magnétiques ..................................................................................................... 14 II. 7. Paléomagnétisme ................................................................................................................................. 15 II. 7. 1. Fossilisation du géomagnétisme.................................................................................................. 15 II. 7. 2. Recherche des paléopôles............................................................................................................ 15 III. Conclusions ............................................................................................................................................ 17 I. L’hypothèse de Wegener .............................................................................................................................. 19 II. Les arguments de Wegener ......................................................................................................................... 19 II. 1. Argument morphologique: Le parallélisme des côtes de l'Atlantique ................................................ 19 II. 2. Argument paléontologique: La répartition de certains fossiles ........................................................... 19 II. 3. Argument paléoclimatique: les traces d'anciennes glaciations ........................................................... 20 II. 4. Argument géologique: La correspondance des structures géologiques. ............................................. 21 III. Le rejet de la théorie de Wegener .............................................................................................................. 23 IV. Le paléomagnétisme appuie la théorie de Wegener .................................................................................. 23 IV. 1. Détermination de la position relative du pôle .................................................................................... 23 à différentes époques.................................................................................................................................... 23 IV. 2. Détermination des pôles .................................................................................................................... 24 à une même époque sur plusieurs continents. .............................................................................................. 24 124 I. Introduction .................................................................................................................................................. 27 II. Etudes des fonds océaniques ....................................................................................................................... 27 I. 1. - Cartographie des fonds océaniques .................................................................................................... 27 I. 2. Dragages des fonds océaniques ............................................................................................................ 29 I. 3. Forages des fonds océaniques............................................................................................................... 29 II. Hypothèse de Hess ...................................................................................................................................... 29 III. Expansion océanique et paléomagnétisme................................................................................................. 29 III. 1. Les anomalies magnétiques ............................................................................................................... 29 III. 2. L’expansion océanique et les inversions du magnétisme terrestre .................................................... 30 IV. Vitesse de l’expansion océanique .............................................................................................................. 30 IV. 1. Distance par rapport à l’axe de la dorsale médio océanique ............................................................. 30 IV. 2. Volcanisme des points chauds ........................................................................................................... 31 IV. 3. Le GPS "Global Positioning System" ............................................................................................ 31 V. Rift continental ............................................................................................................................................ 32 V. 1. Rift actif .............................................................................................................................................. 32 V. 2. Rift passif ............................................................................................................................................ 34 VI. Les marges passives des continents ....................................................................................................... 35 VI. 1. Les caractéristiques morphologiques ............................................................................................. 35 VI. 2. Les caractéristiques structurales .................................................................................................... 35 VI. 3. Les caractéristiques sédimentaires ................................................................................................. 35 I. Définition ...................................................................................................................................................... 38 II. Qu’est ce qui provoque un séisme? ............................................................................................................. 38 III. Qu’est ce qu’un faille ................................................................................................................................. 38 II. Les ondes sismiques .................................................................................................................................... 39 II. 1. Ondes de fonds (ou de volume)....................................................................................................... 39 II. 2. Les ondes de surface ....................................................................................................................... 40 III. Mesure d'un tremblement de terre ............................................................................................................. 41 III.1. Intensité du séisme .............................................................................................................................. 41 III. 2. Magnitude d’un séisme ...................................................................................................................... 42 IV. Localisation d'un tremblement de terre à la surface de la planète ......................................................... 43 V. Tsunami et raz de marée: catastrophe consécutive à un séisme. ................................................................ 45 VI. Origine des séismes ................................................................................................................................... 46 VI. 1. Séismes liés à la tectonique des plaques ............................................................................................ 47 VI. 2. Les séismes non tectoniques .............................................................................................................. 47 VI. 2. 1. les séismes volcaniques ............................................................................................................. 47 VI. 2. 2. les séismes provoqués ................................................................................................................ 47 VI. 2. 3. les séismes induits...................................................................................................................... 47 VII. Conséquences d’un séisme ....................................................................................................................... 47 VII. 1. Les conséquences humaines ............................................................................................................. 47 VII. 2. Les conséquences environnementales .............................................................................................. 48 VII. 3. Les conséquences économiques ....................................................................................................... 48 VIII. Bref historique des principaux séismes au Maroc: ................................................................................. 48 VIII. Prévention ............................................................................................................................................... 50 I. Introduction .................................................................................................................................................. 53 II. Définitions ................................................................................................................................................... 53 125 III. Frontières des plaques lithosphériques ...................................................................................................... 54 III. 1. La limite inférieure des plaques ......................................................................................................... 54 III. 2. Les frontières divergentes .................................................................................................................. 55 III. 2. 1. Les mécanismes de l'expansion océanique ................................................................................ 56 III. 2. 2. Formation de la lithosphère océanique ...................................................................................... 56 III. 2. 3. Les types de dorsale médio-océanique ...................................................................................... 58 i) La dorsale de type atlantique (lente) ................................................................................................ 58 ii) La dorsale de type pacifique (rapide) .............................................................................................. 58 III. 3. Les frontières convergentes ............................................................................................................... 59 III. 3. 1. Les marges de subduction .......................................................................................................... 60 III. 3. 1. 1. Les conséquences de la subduction.................................................................................... 61 III. 3. 1. 2. Les modes de subduction ................................................................................................... 61 III. 3. 1. 3. Angle de subduction .......................................................................................................... 62 III. 3. 1. 4. Flux géothermique ............................................................................................................. 62 III. 3. 1. 5. Les métamorphismes associés aux zones de subduction ................................................... 63 III. 3. 2. Les marges de collision .............................................................................................................. 64 III. 3. 2. 1. Caractéristiques d’une zone de collision............................................................................ 65 III. 3. 2. 2. Collision continent - continent ........................................................................................... 65 II. 3. 2. 3. Collision arc – continent ..................................................................................................... 67 III. 3. 2. 3. Emplacement des ophiolites .............................................................................................. 68 III. 4. Les failles transformantes .................................................................................................................. 68 IV. Moteur de la tectonique des plaques ...................................................................................................... 70 V. Conclusions ................................................................................................................................................. 72 V. 1. Le cycle de Wilson .............................................................................................................................. 72 V. 2. Les mouvements relatifs des plaques .................................................................................................. 72 V. 2. 1. Divergence .................................................................................................................................. 72 V. 2. 2. Convergence................................................................................................................................ 72 V. 2. 3. Coulissement ............................................................................................................................... 73 V. 2. 4. Obduction .................................................................................................................................... 73 I. Introduction .................................................................................................................................................. 75 II. Les volcans .................................................................................................................................................. 76 II. 1. Origine de la lave et des projections ................................................................................................... 77 II. 2. Le moteur de l’éruption est la libération des gaz ................................................................................ 77 III. Classification des volcans .......................................................................................................................... 78 III. 1.Eruptions effusives ou volcans rouges ................................................................................................ 78 III. 1. 1. Le volcan bouclier ou volcan de type hawaiien ......................................................................... 78 III. 1. 2. Volcan de type strombolien ou stratovolcan .............................................................................. 79 III. 2. Eruptions explosives ou volcans gris ................................................................................................. 79 III. 2. 1. Volcan de type vulcanien ........................................................................................................... 80 III. 2. 2. Volcan de type péléen ................................................................................................................ 80 III. 2. 3. Volcan de type plinien ............................................................................................................... 81 II. 2. 4. Volcan de type surtseyen......................................................................................................... 81 II. 2. 5. Éruption phréato-magmatique ................................................................................................. 82 III. Les produits volcaniques............................................................................................................................ 83 III. 1. Les Laves ........................................................................................................................................... 83 126 III. 1.1 Les laves en oreiller ..................................................................................................................... 83 III. 1. 2 Les laves Pahoehoe ................................................................................................................. 84 III. 1. 3. Les laves aa ............................................................................................................................ 84 III. 1. 4. Les orgues volcaniques .......................................................................................................... 84 III. 2. Les tephras ......................................................................................................................................... 85 III. 2. 1. Les bombes et blocs ................................................................................................................... 85 III. 2. 2. Les lapillis .................................................................................................................................. 86 III. 2. 3. Les cendres............................................................................................................................. 86 III. 3. Cristaux et verre ............................................................................................................................. 87 IV. Volcans et tectonique des plaques ............................................................................................................. 88 IV. 1. Répartition mondiale des volcans .................................................................................................. 88 IV. 1. 1. Le volcanisme des dorsales océaniques ................................................................................. 88 IV. 1. 2. Le volcanisme des limites convergentes .................................................................................... 90 IV. 1. 3. Les volcans de points chauds ................................................................................................. 91 IV. 2. La classification actuelle des volcans ............................................................................................ 92 I. Caractéristiques du Magma .......................................................................................................................... 94 I. 1. Types de magma ................................................................................................................................... 94 I. 2. Gaz des magmas ................................................................................................................................... 94 I. 3. Température des magmas ..................................................................................................................... 94 I. 4. Viscosité des magmas ........................................................................................................................... 94 II. Comment les magmas se forment dans la terre ........................................................................................... 95 II. 1. Fusion des minéraux........................................................................................................................ 95 II. 2. Fusion des roches ................................................................................................................................ 96 II. 3. Genèse de magmas .............................................................................................................................. 96 III. Composition chimique des magmas ...................................................................................................... 98 III. 1. Composition initiale du Magma..................................................................................................... 98 III. 2. Différenciation magmatique .......................................................................................................... 98 III. 2. 1. Assimilation ........................................................................................................................... 98 III. 2. 2. Mixage ou mélange ................................................................................................................ 98 III. 2. 3. Cristallisation fractionnée ...................................................................................................... 98 III. 3. Les séries réactionnelles de Bowen ............................................................................................... 99 IV. Minéralogie .............................................................................................................................................. 100 IV. 1. Définition ......................................................................................................................................... 100 IV. 2. Structure minérale ............................................................................................................................ 100 IV 3. La composition chimique ................................................................................................................. 100 IV. 4. Le polymorphisme et isomorphisme minéral .................................................................................. 102 IV. 5. L’«avidité minérale » en silicium .................................................................................................... 102 IV. 6. La stabilité minérale ........................................................................................................................ 102 V. Cadres tectoniques .................................................................................................................................... 102 VI. Le déplacement des magmas ................................................................................................................... 103 VI. 1. La nature des phases ........................................................................................................................ 103 VI. 1. 1. Les phases gazeuses:................................................................................................................ 103 VI. 1. 2. Les phases solides: ................................................................................................................... 103 VI. 1. 3. Les phases liquides: ................................................................................................................. 103 VI. 2. La viscosité du magma .................................................................................................................... 103 127 VI. 3. La nature des roches encaissantes.................................................................................................... 103 VI. 4. Le stockage des magmas ................................................................................................................. 103 VII. Les structures des roches magmatiques.................................................................................................. 103 VII. 1. Généralités, définition et règles .................................................................................................. 103 VII. 2. Structure grenue ............................................................................................................................. 104 VII. 3. Structure microgrenue .................................................................................................................... 104 VII. 4. Structure microlitique ..................................................................................................................... 104 VII. 5. Structure trachytique ...................................................................................................................... 104 VII. 6. Structure vitreuse ............................................................................................................................ 104 VIII. Les modes de gisement ......................................................................................................................... 104 VIII. 1. Les plutons .................................................................................................................................... 104 VIII. 1. 1. Les massifs discordants ......................................................................................................... 104 VIII. 1. 2. Les massifs concordants........................................................................................................ 104 VIII. 2. Les complexes filoniens ............................................................................................................ 105 VIII. 3 Les édifices volcaniques ................................................................................................................ 105 VIII. 4. Résumé des gisements des roches magmatiques .......................................................................... 105 IX. Les classifications des roches magmatiques ............................................................................................ 106 IX. 1. Généralités ....................................................................................................................................... 106 IX. 2. Les différentes méthodes de classification ...................................................................................... 106 IX. 2. 1. Détermination du mode d’une roche (pétrographe)................................................................. 106 IX. 2. 2. Détermination de la norme d’une roche (géochimiste) ........................................................... 106 IX. 2. 3. Classifications des roches magmatiques très utilisées ............................................................. 106 X Les principales roches magmatiques.......................................................................................................... 109 X. 1. Groupe du granite.............................................................................................................................. 109 X. 2. Groupe de la granodiorite ................................................................................................................. 110 X. 3. Groupe de la syénite .......................................................................................................................... 110 X. 4. Groupe de la diorite........................................................................................................................... 110 X. 5. Groupe du gabbro.............................................................................................................................. 110 X. 6. Groupe des roches à feldspaths et feldspathoïdes ............................................................................. 110 X. 7. Groupe des roches à feldspathoïdes .............................................................................................. 110 X. 8 Groupe des péridotites ................................................................................................................... 110 I. INTRODUCTION ...................................................................................................................................... 112 II. DEFINITION DU METAMORPHISME ................................................................................................. 112 III. DEGRE DU METAMORPHISME ......................................................................................................... 112 IV. FACTEURS CONTROLANT LE METAMORPHISME ....................................................................... 114 IV. 1. Température ..................................................................................................................................... 114 IV. 2. Pression ............................................................................................................................................ 114 IV. 3. La phase fluide ................................................................................................................................. 115 IV.4. Le temps............................................................................................................................................ 115 V. REPONSES DES ROCHES A L’AUGMENTATION DU DEGRE DU METAMORPHISME ............ 115 V. 1. Métamorphisme des roches grèso-pélitique ...................................................................................... 115 V. 1. 1. Ardoise ...................................................................................................................................... 115 V. 1. 2. Schiste ....................................................................................................................................... 116 V. 1. 3. Micaschiste................................................................................................................................ 116 V. 1. 4. Gneiss ........................................................................................................................................ 116 128 V. 1. 5. Granulite.................................................................................................................................... 117 V. 2. Métamorphisme des roches gréseuses .............................................................................................. 117 V. 3. Métamorphisme des calcaires ........................................................................................................... 117 V. 4. Métamorphisme des basaltes et des gabbros..................................................................................... 117 V.4. 1. Schiste vert ................................................................................................................................. 117 V.4. 2. Amphibolite ............................................................................................................................... 117 VI. LES TYPES DE METAMORPHISME................................................................................................... 117 VI. 1. Le métamorphisme cataclastique ..................................................................................................... 117 VI. 2. Le métamorphisme d’enfouissement ............................................................................................... 118 VI. 3. Métamorphisme de contact .............................................................................................................. 118 V. 4. Le métamorphisme régional.............................................................................................................. 119 VI. Les zones du métamorphisme .................................................................................................................. 120 VII. Les faciès métamorphiques .................................................................................................................... 120 VIII. Métamorphisme et tectonique des plaques ........................................................................................... 122 129