Dynamique de la lithosphère et tectonique des plaques

La Dynamique de la Lithosphère : Le Guide Rapide

La surface de la Terre est un puzzle de plaques lithosphériques rigides en mouvement constant, expliquant la répartition des séismes et la formation des paysages.

1. Les Limites de Plaques : Où tout se passe

• Séismes : La preuve des mouvements et fractures aux frontières.
• Dorsales Océaniques :
  • Frontières divergentes.
  • Caractérisées par un fort flux géothermique.
  • Formation de nouvelle croûte océanique.
• Chaînes de Montagnes et Fosses Océaniques :
  • Frontières convergentes.
  • Foyers sismiques le long d'un plan (plan de Wadati-Benioff).
  • Flux géothermique : Fort près des arcs volcaniques, faible près des fosses.

2. Mouvement et Formation de la Lithosphère Océanique

• Mesure des Déplacements :
  • Utilisation de satellites (GPS).
  • Déplacements de l'ordre de quelques cm par an.
• Dorsales et Accrétion :
  • Dorsales rapides : Fusion partielle des péridotites par décompression → formation de gabbros et basaltes.
  • Dorsales lentes : Failles de décrochement → exhumation du manteau péridotitique.
• Datation de la Croûte Océanique :
  • Âge des sédiments océaniques au contact du basalte.
  • Anomalies magnétiques dans les basaltes.
  • Reconstituer la vitesse d'accrétion.
• Points Chauds : Alignements volcaniques qui permettent de suivre la direction et la vitesse des plaques sur un point fixe.

3. Évolution et Vieillissement de la Lithosphère Océanique

• Refroidissement et Épaississement : En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère se refroidit et l'isotherme 1300°C s'enfonce, augmentant son épaisseur.
• Densification :
  • Densité des roches superficielles diminue (d=2.9), mais la densité globale de la lithosphère augmente (ajout de manteau lithosphérique dense, d=3.3).
  • La lithosphère finit par s'enfoncer dans l'asthénosphère moins dense (d=3.25).
• Altération Hydrothermale : L'eau de mer modifie les roches :
  • Le gabbro se métamorphise en gabbro à hornblende.
  • La péridotite se métamorphise en serpentinite.

4. La Subduction : Plongée de la Lithosphère Océanique

• Caractéristiques :
  • Une lithosphère océanique plonge dans l'asthénosphère.
  • Présence d'une fosse océanique.
  • Foyers sismiques jusqu'à 700 km le long du plan de Wadati-Benioff.
  • Flux géothermique très faible près de la fosse (lithosphère froide), fort au niveau de l'arc volcanique.
• Magmatisme de Subduction :
  • Volcanisme explosif en surface (laves visqueuses, riches en silice et gaz).
  • Roches volcaniques typiques : andésite, rhyolite.
  • Roches plutoniques en profondeur : diorite, granite.
• Mécanisme du Magmatisme :
  • Minéraux des roches magmatiques de subduction sont hydratés.
  • Source du magma : manteau péridotitique entre 80 et 150 km.
  • La lithosphère océanique hydratée, en s'enfonçant, libère de l'eau.
  • Cette eau hydrate et facilite la fusion partielle des péridotites du manteau.
• Convection Mantellique : La densification et le plongeon de la plaque exercent une force de traction, participant aux mouvements de convection dans le manteau.

5. La Collision Continentale : Formation des Chaînes de Montagnes

• Déformations :
  • Failles inverses : Cassure de roches rigides par compression, entraînant chevauchements.
  • Plis : Compression de roches plus ductiles (en profondeur).
  • Nappes de charriage : Grandes structures géologiques déplacées sur d'autres roches.
• Épaississement Crustal :
  • Le Moho est plus profond sous les chaînes de montagnes.
  • La croûte s'épaissit par superposition d'écailles crustales.
  • Formation d'une racine crustale.
• Subduction Continentale ? : La collision peut exceptionnellement mener à la subduction d'une lithosphère continentale sous une autre.

Points Clés à Retenir :

• Les mouvements des plaques lithosphériques sont à l'origine de l'activité géologique.
• Les dorsales sont des zones d'accrétion (création) de croûte océanique.
• Les zones de subduction sont des zones de recyclage (destruction) de croûte océanique, générant un magmatisme spécifique.
• La collision forme des chaînes de montagnes par raccourcissement et épaississement de la croûte continentale.
• Le GPS, la datation des roches et les anomalies magnétiques sont cruciaux pour comprendre la dynamique.

La Dynamique de la Lithosphère

La lithosphère terrestre est fragmentée en plaques rigides dont les mouvements et les interactions sont responsables des phénomènes géologiques majeurs comme les séismes, le volcanisme et la formation des chaînes de montagnes.

I. Mouvement et Formation de la Lithosphère Océanique

A. Caractérisation des Plaques Lithosphériques

• Les séismes sont des indicateurs clés des frontières de plaques lithosphériques.
• Le déplacement des plaques est mesurable grâce à des systèmes comme le GPS (Global Positioning System), révélant des vitesses de l'ordre de quelques centimètres par an.

B. Les Dorsales : Frontières Divergentes

Les dorsales sont des zones où la lithosphère océanique est créée et où les plaques s'écartent.

• Elles se caractérisent par un fort flux géothermique.
• La formation de la croûte océanique dépend du type de dorsale :
  • Aux dorsales rapides : la décompression des péridotites ascensionnelles provoque leur fusion partielle, formant une croûte océanique composée de gabbros, surmontés de basaltes en filons et en coussins.
  • Aux dorsales lentes : des failles de décrochement importantes entraînent l'exhumation du manteau, principalement constitué de péridotites.
• La vitesse d'accrétion de la croûte océanique peut être déterminée par :
  • La datation des sédiments océaniques en contact avec le basalte.
  • L'analyse des anomalies magnétiques enregistrées dans les basaltes.

C. Évolution de la Lithosphère Océanique

• En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit et s'épaissit.
• Bien que la densité des roches superficielles diminue (2,9), la densité globale de la lithosphère augmente (par ajout de manteau lithosphérique dense, 3,3).
• L'eau de mer circulant dans la lithosphère en refroidissant provoque un métamorphisme qui modifie la composition minéralogique des roches :
  • Le gabbro se transforme en gabbro à hornblende.
  • La péridotite se transforme en serpentinite.

II. Les Zones de Subduction et de Collision

A. La Subduction : Frontière Convergente

Les zones de subduction sont des frontières où une plaque océanique plonge sous une autre, marquant une convergence.

• Elles sont caractérisées par :
  • Des fosses océaniques.
  • Un plan de Wadati-Benioff : répartition des foyers sismiques jusqu'à 700 km de profondeur, matérialisant la plaque plongeante.
• Les flux géothermiques y sont contrastés :
  • Très faible au niveau de la fosse (dû au plongement d'une lithosphère froide).
  • Fort au niveau de l'arc volcanique.
• Magmatisme de subduction :
  • Caractérisé par un dynamisme explosif et des laves visqueuses, riches en silice et en gaz.
  • Formation de roches volcaniques (andésite et rhyolite) en surface.
  • Formation de roches plutoniques (diorite et granite) en profondeur.
  • Source du magma : le manteau péridotitique situé entre 80 et 150 km au-dessus du plan de Wadati-Benioff.
• Le processus de subduction :
  • En s'enfonçant, la lithosphère océanique hydratée est soumise à des conditions de pression et de température extrêmes.
  • Les minéraux hydratés libèrent de l'eau, qui migre dans le manteau et l'hydrate.
  • Cette hydratation rend possible la fusion partielle des péridotites, générant le magma.
• Le plongement de la lithosphère dense dans l'asthénosphère exerce une force de traction (slab pull) sur toute la plaque. Ces mouvements descendants contribuent aux mouvements de convection du manteau.

B. La Collision : La Formation des Chaînes de Montagnes

La collision est la rencontre de deux plaques continentales, souvent après la fermeture d'un océan par subduction.

• Indices de collision :
  • Failles inverses : compression de roches rigides entraînant le chevauchement de compartiments rocheux.
  • Plis : compression de roches plus ductiles en profondeur.
  • Nappes de charriage : vastes structures géologiques déplacées sur d'autres roches.
• Déformations en profondeur :
  • Le Moho est plus profond, indiquant un épaississement de la croûte.
  • Cet épaississement est dû à la superposition d'écailles crustales, formant une racine crustale.
  • Dans certains cas, une lithosphère continentale peut passer sous l'autre.

III. Reconstitution des Mouvements des Plaques

• Les alignements volcaniques, résultant du déplacement d'une plaque océanique au-dessus d'un point chaud fixe, permettent de reconstituer le sens et la vitesse de déplacement de la plaque par datation des volcans.
• Les mesures GPS sont essentielles pour suivre les déplacements actuels des plaques.

Conclusion

La lithosphère est en perpétuel mouvement, façonnant la surface de la Terre. Les dorsales créent de la nouvelle lithosphère, tandis que les zones de subduction la recyclent et les collisions édifient les chaînes de montagnes. Ces processus sont régis par des forces internes liées à la convection mantellique et aux différences de densité des matériaux.

La Dynamique de la Lithosphère : Un Système en Mouvement

La surface terrestre est constituée d'une mosaïque de plaques lithosphériques rigides, dont les interactions aux frontières sont la cause principale des phénomènes géologiques majeurs tels que les séismes, le volcanisme et la formation des chaînes de montagnes. Ces mouvements incessants des plaques lithosphériques s'expliquent par des processus complexes d'accrétion, de transformation et de recyclage des matériaux terrestres.

I. Les Frontières de Plaques et Leurs Manifestations

La répartition inégale des séismes et du volcanisme sur le globe est directement liée à l'existence de ces plaques et à leurs mouvements. On distingue principalement trois types de frontières : divergentes, convergentes et transformantes (bien que ces dernières ne soient pas détaillées ici).

A. Les Frontières Divergentes : L'Accrétion Océanique aux Dorsales

Les dorsales médio-océaniques sont des frontières où les plaques s'écartent, provoquant la remontée de magma mantellique et la formation de nouvelle lithosphère océanique. Ce processus est appelé accrétion océanique.

1. Caractéristiques Générales des Dorsales

Les dorsales se caractérisent par un flux géothermique particulièrement élevé. Cela est dû à la remontée de matériaux chauds du manteau et à l'activité magmatique intense. Exemple d'application: La dorsale Atlantique, traversant l'océan Atlantique, est un exemple emblématique de frontière divergente où l'Amérique du Nord s'éloigne de l'Europe et l'Amérique du Sud de l'Afrique.

2. Distinction entre Dorsales Rapides et Lentes

La vitesse d'écartement des plaques influence directement les processus géologiques et la morphologie des dorsales :

• Dorsales rapides (ex: Pacifique Est) :
  • Vitesse d'expansion élevée (plus de de part et d'autre).
  • Ascension de péridotites sous-jacentes.
  • La décompression adiabatique (diminution de pression sans perte de chaleur) de ces péridotites entraîne leur fusion partielle.
  • Le magma basaltique produit remonte et forme une croûte océanique classique : des gabbros en profondeur (roches plutoniques mafiques) et des basaltes en filons ou en coussins (pillow lavas) en surface.
  • La morphologie est souvent plus lisse, avec un faible rift central.
• Dorsales lentes (ex: Atlantique) :
  • Vitesse d'expansion plus faible (moins de ).
  • Le processus d'accrétion est moins continu et plus saccadé.
  • De grandes failles de décrochement (failles transformantes) sont fréquentes et peuvent entraîner l'exhumation (mise à l'affleurement) du manteau constitué de péridotites directement au fond océanique, sans couverture basaltique ni gabbroïque continue.
  • La morphologie est caractérisée par un rift central profond et des reliefs plus marqués.

3. Évolution de la Lithosphère Océanique après Accrétion

En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique subit d'importantes transformations :

• Refroidissement : L'éloignement de la source de chaleur mantellique entraîne un refroidissement progressif de la lithosphère.
• Épaississement : Le refroidissement provoque la cristallisation progressive du manteau asthénosphérique sous la croûte océanique. L'isotherme (qui marque la limite entre la lithosphère rigide et l'asthénosphère ductile) s'enfonce, augmentant l'épaisseur de la lithosphère.
• Augmentation de la densité :
  • Initialement, la croûte océanique a une densité d'environ . Cependant, l'ajout de manteau lithosphérique dense (densité ) sous la croûte augmente la densité globale de la lithosphère océanique au fur et à mesure de son vieillissement.
  • Cette augmentation de densité est accentuée par l'hydratation des roches. L'eau de mer circulant dans la lithosphère en modifie la composition minéralogique : les gabbros se métamorphisent en gabbros à hornblende, et les péridotites en serpentinites. Ces minéraux hydratés peuvent avoir des densités différentes et contribuer à l'alourdissement de la plaque.
• Enfoncement : En raison de cette augmentation de densité, la lithosphère océanique devient plus dense que l'asthénosphère sous-jacente (densité ). Elle s'enfonce alors progressivement dans le manteau, un processus fondamental pour la subduction.

B. Les Frontières Convergentes : Recyclage et Déformation

Ces frontières correspondent à des zones où les plaques se rapprochent, entraînant soit la subduction d'une plaque sous l'autre, soit la collision.

1. Zones de Subduction

Lorsqu'une plaque océanique rencontre une autre plaque (océanique ou continentale), la plaque la plus dense (généralement la plus ancienne et plus froide) plonge sous l'autre dans le manteau. Ce processus est appelé subduction.

• Manifestations géomorphologiques et sismiques :
  • Formation de fosses océaniques, les points les plus profonds des océans (ex: fosse des Mariannes).
  • Présence de foyers sismiques le long d'un plan incliné appelé plan de Wadati-Benioff. Ce plan matérialise la plaque plongeante et peut s'étendre jusqu'à de profondeur, indiquant la profondeur à laquelle la plaque rigide reste sismiquement active avant de se fondre dans le manteau.
• Flux géothermique :
  • Un très faible flux géothermique est observé au niveau de la fosse, car la plaque plongeante est froide et "aspire" la chaleur du manteau.
  • Un fort flux géothermique caractérise l'arc volcanique situé en arrière de la fosse, témoignant d'une activité magmatique intense.
• Magmatisme de subduction :
  • Il est caractérisé par un volcanisme explosif en surface, associé à l'émission de laves visqueuses, riches en silice et en gaz (ex: andésites et rhyolites). Ces roches sont typiquement des roches de la croûte continentale récente.
  • En profondeur, ce magmatisme donne naissance à des roches plutoniques comme les diorites et les granites.
  • L'origine de ce magmatisme réside dans la fusion partielle des péridotites du manteau situées entre et au-dessus du plan de Wadati-Benioff.
  • Ce processus est facilité par l'hydratation du manteau. La plaque océanique subduite, riche en minéraux hydratés (gabbros à hornblende, serpentinites), subit des transformations métamorphiques lors de son enfoncement sous l'effet de l'augmentation de pression et de température. Ces transformations libèrent de l'eau, qui migre vers le manteau sus-jacent. L'eau diminue le point de fusion des péridotites, permettant leur fusion partielle à des températures plus basses qu'à sec.
• Rôle de la subduction dans la convection mantellique :
  • La lithosphère océanique qui plonge crée une force de traction (slab pull) sur le reste de la plaque.
  • Ces mouvements descendants (subduction) participent activement aux mouvements de convection dans le manteau, qui sont les moteurs des déplacements des plaques lithosphériques.

2. Zones de Collision

Après la subduction complète d'un océan, deux masses continentales (portées par des plaques différentes) peuvent entrer en collision. Les croûtes continentales, légères et peu denses, ne subduisent pas facilement mais se déforment intensément, formant des chaînes de montagnes.

• Déformations tectoniques :
  • Formation de failles inverses dues à la compression des roches rigides, entraînant le chevauchement de compartiments rocheux (un bloc monte sur l'autre).
  • Formation de plis dans les roches plus ductiles (souples) situées en profondeur.
  • Mise en place de nappes de charriage, de vastes unités rocheuses déplacées sur de très grandes distances (plusieurs dizaines, voire centaines de kilomètres) et glissant sur d'autres roches.
• Épaississement crustal :
  • Les études géophysiques montrent un épaississement notable de la croûte continentale au niveau des chaînes de montagnes.
  • Le Moho (limite croûte-manteau) est donc plus profond sous les chaînes de montagnes, formant une racine crustale. Ce phénomène est dû à la superposition d'écailles de croûtes les unes sur les autres et à la déformation compressive.
  • Dans certains cas extrêmes de collision, une lithosphère continentale peut passer en partie sous l'autre (doublage crustal).
• Flux géothermique : Les zones de collision peuvent aussi présenter un flux géothermique variable, mais souvent avec des anomalies liées aux déformations et au métamorphisme.

II. Mesure et Quantification du Mouvement des Plaques

Plusieurs approches permettent de quantifier la vitesse et le sens de déplacement des plaques lithosphériques.

A. Mesures par Satellite (GPS)

• Le Global Positioning System (GPS) permet de positionner avec une très grande précision des stations réparties à la surface du globe.
• En mesurant la position d'une même station sur plusieurs années, il est possible de déterminer le sens et la vitesse de déplacement de la plaque sur laquelle elle se trouve.
• Les mesures indiquent des vitesses de déplacement de l'ordre de quelques centimètres par an, ce qui est très lent à l'échelle humaine mais immense à l'échelle géologique.
• Exemple : La plaque Pacifique se déplace vers le nord-ouest à une vitesse de par rapport à la plaque nord-américaine.

B. Alignéements Volcaniques et Points Chauds

• Les points chauds sont des panaches mantelliques fixes qui perforent la lithosphère et génèrent du volcanisme en surface.
• Le déplacement d'une plaque océanique au-dessus d'un point chaud fixe crée un alignement volcanique (ou archipel) où l'âge des volcans augmente progressivement en s'éloignant du point chaud actif.
• En datant les volcans et en connaissant leur position, on peut reconstituer le sens et la vitesse de déplacement de la plaque.
• Exemple : L'archipel d'Hawaï-Empereur est un cas d'école. Les îles d'Hawaï sont les plus jeunes et sont situées au-dessus du point chaud actuel. En s'éloignant vers le nord-ouest, les volcans deviennent de plus en plus anciens, et la chaîne sous-marine d'Empereur prolonge cet alignement.

C. Datation de la Croûte Océanique

La datation des roches de la croûte océanique offre une méthode indirecte mais très efficace pour déterminer les vitesses d'accrétion aux dorsales.

1. Âge des Sédiments Océaniques

• L'âge des sédiments au contact direct des basaltes du plancher océanique augmente à mesure que l'on s'éloigne de l'axe de la dorsale.
• Ces sédiments se déposent au fur et à mesure de l'éloignement des basaltes de la dorsale, de manière continue. Le sédiment le plus ancien reposant sur le basalte donne donc une bonne indication de l'âge de ce basalte.

2. Anomalies Magnétiques Fossiles

• Les basaltes, en se refroidissant à la dorsale, enregistrent le champ magnétique terrestre de l'époque (aimantation thermorémanente).
• Le champ magnétique terrestre s'inverse périodiquement (les pôles nord et sud permutent). Ces inversions sont enregistrées sous forme de bandes parallèles et symétriques de part et d'autre des dorsales, alternant entre polarité normale et inverse.
• Grâce à une échelle magnétostratigraphique (qui corrèle les inversions magnétiques avec des âges connus), il est possible de dater les basaltes et donc de calculer la vitesse d'expansion océanique.
• Exemple : Si une bande de polarité normale d'une largeur donnée correspond à d'activité et s'est déplacée de de l'axe de la dorsale, la vitesse d'expansion unilatérale est de .

III. Synthèse et Interactions entre les Processus

La dynamique de la lithosphère est un cycle constant de création, de transformation et de destruction de matériaux.

Type de Frontière	Mouvement des Plaques	Manifestations Géologiques Principales	Flux Géothermique	Exemples
Dorsale (Divergente)	Écartement	Accrétion océanique, volcanisme basaltique, failles normales, séismes superficiels	Élevé	Dorsale Atlantique, Dorsale du Pacifique Est
Subduction (Convergente)	Rapprochement (plaque océanique plonge)	Fosse océanique, arc volcanique (volcanisme explosif), séismes profonds (plan de Wadati-Benioff), magmatisme andésitique/granitique	Faible (fosse), Fort (arc volcanique)	Fosse du Pérou-Chili, Arc des Mariannes
Collision (Convergente)	Rapprochement (plaques continentales)	Chaîne de montagnes, plis, failles inverses, nappes de charriage, épaississement crustal (racine crustale), séismes superficiels à intermédiaires	Variable	Himalaya, Alpes

La compréhension de la dynamique de la lithosphère est essentielle pour appréhender l'évolution de notre planète, la distribution de ses ressources, et la prévision des risques naturels. C'est un système global où chaque processus influence les autres, constituant le moteur de la géologie terrestre.

Points Clés à Retenir

• Les mouvements des plaques sont mesurables et quantifiables par diverses méthodes (GPS, points chauds, anomalies magnétiques).
• Les dorsales sont des zones de création de lithosphère océanique par décompression et fusion partielle du manteau. Leur activité modifie la croûte ainsi que le manteau sous-jacent.
• La lithosphère océanique vieillissante se refroidit, s'épaissit, s'hydrate et devient plus dense, ce qui la prépare à la subduction.
• Les zones de subduction sont des zones de recyclage de la lithosphère océanique, caractérisées par un volcanisme explosif et une sismicité profonde due à la libération d'eau et à la fusion partielle du manteau.
• Les collisions sont le résultat de la convergence de plaques continentales, entraînant des déformations intenses et la formation de chaînes de montagnes par épaississement crustal.
• La tectonique des plaques est un processus continu, essentiel à la convection mantellique et au cycle des roches.