Chapitre 7 :

Tectonique des plaques 2 : dynamique de la lithosphère

océanique.

- Cours et Figures dans répertoire sur le BV : 2017-2018/Semestre1/UE Géosciences 1

- Cours en ligne également sur le site web du département « Géosciences » de l’Université de Poitiers dans le lien « Ressources pédagogiques ».

Chap. 7 : Tectonique des plaques 2 : dynamique de la lithosphère océanique.

Questions choisies : - Comment peut-on obtenir des informations sur la morphologie des fonds océaniques ?- Comment fonctionne une dorsale océanique, comment un océan se forme t-il ?- Quelle est la structure typique de la lithosphère océanique ? Peut-on en avoir des traces sur les continents ?

Plan : Introduction : - Rappel : lieu de formation de la croute océanique (un des possibles constituant des plaques lithosphériques)7.1. Morphologie des fonds océaniques

7.1.1 Méthodes d’investigation des fonds sous-marins7.1.2 Morphologie typique des fonds sous-marins7.1.3 Pourquoi cette morphologie ?

7.2. Les dorsales océaniques et leur fonctionnement7.2.1 Répartition – Données sismiques et thermiques7.2.2 Magmatisme des dorsales ; Structure typique de la lithosphère océanique :

- observation directe : dans les zones de fractures- observation indirecte : les ophiolites

7.2.3 Deux types de dorsales – L’hydrothermalisme7.3. Les rifts continentaux

7.3.1 Trois étapes de rifting7.3.2 Evolution tectonique générale du globe depuis les derniers 200 Ma

Ce qu’il faut connaitre : questions typiques

IntroductionRappel :

(1) la croute océanique se forme au niveau des dorsales océaniques au fond des océans, dans des zones où lesplaques lithosphériques s’éloignent les unes des autres (zones de divergence)

(2) une plaque lithosphérique peut comporter de la croute océanique et de la croute continentaleexemple : la plaque pacifique ne contient que de la croute océanique, alors que la plaque Europe-Asiecontient à la fois de la croute océanique et de la croute continentale

(3) la lithosphère océanique est constituée de la croute océanique + d’une fraction du manteau supérieur(lithosphère cassante)

7.1. Morphologie des fonds océaniques7.1.1 Méthodes d’investigation des fonds sous-marins

- Observations indirectes :(i) Bathymétrie : mesure de la profondeur et du relief des fonds marins

souvent réalisée par des mesures acoustiques (sonars) – ces mesures sont parfois coupléesà de l’imagerie acoustique donnant accès à la nature de la roche recouvrant le fondocéanique (basaltes frais, roches plus vieilles ou sédiments)

Fig. 7.1 : Quadrillage par un sondeur multifaisceaux acoustique embarqué sur un bateau (A) pour sonder la topographie des fonds marins (B).(Web : www.larousse.fr)

A B

- Observations indirectes :(ii) Gravimétrie : la gravité est enregistrée en continu en mer par des gravimètres de très grandesprécisions – les variations de gravité (corrigées des anomalies de Bouguer ; voir chapitre 4) donnent desindications sur la présence de manteau (matériel dense par rapport à la croute) plus ou moins proche dela surface des fonds marins.

Anomalie de gravité et structure de la croûte sous la dorsale Atlantique (32°N).(D’après Talwanietal, 1965 et tiré de Géosciences, Robert et Bousquet, Ed. Belin) – Rappel chapitre 4.

- Observations indirectes :(iii) Sismique réflexion et sismique réfraction : méthodes destinées à l’étude de la structure profonde desfonds océaniques

Fig. 7.2 : Schémas génériques des méthodes de sismique réflexion et réfraction. http://img.coursgeologie.com

Profil sismique (Dorsale Atlantique Nord 44°N)(Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)

- Observations directes :(i) sous-marins(ii) les robots d’observations(iii) les prélèvements

Différents engins utilisés pour sonder les fonds marins –(A) Le Nautile (sous marin français habité) utilisé jusqu’à 6 km de profondeur – (B) Le ROV (Remote Operating Vehicule)Victor : un robot télécommandé (6 km de profondeur) – (C) Le carottier Calypso amarré au navire Marion Dufresnes : iI estcapable de pénétrer 60 m de sédiments. web

A B

C

7.1.2 Morphologie typique des fonds sous-marins

- les fonds océaniques sont divisés en trois grandes provinces morphologiques : les marges (actives ou deconvergence ; passives ou d’ouverture des océans), les plaines abyssales et les rides (ou dorsales) (Rappel cours n°4).

- L’océan Atlantique est bordé majoritairement par des marges passives alors que la plupart des marges activesferment l’océan Pacifique. Dans l’océan Indien, les marges antarctique, africaine et sud-australienne sont stables (oupassives) alors que la marge indonésienne est active.

Fig. 7.3 : Morphologie des fonds océaniques (A) et le principe de cartographie par multifaisceaux acoustiques (B). (Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)

A

B

Rappel des marges passives et actives :

Positionnement de la croute océanique au niveau d’une marge passive et d’une marge active(Web : Source Planète-Terre / Pierre-André Bourque) – Rappel chapitre 4.

Au niveau des plaines abyssales (bassins profonds) peut exister des plateaux sous-marins de volumeconsidérable dont certains ont été mis en place à partir de points chauds au cours de grandes crises magmatismes :

Fig. 7.4 : Carte des principales grandes provinces (plateaux) magmatiques du globe. Web

Au niveau des plaines abyssales (bassins profonds) peut exister aussi des monts sous-marins avec des volcans ayant atteints la surface ou pas :

Carte structurale de l’océan Pacifique montrant enparticulier de nombreuses rides (volcans alignés)et de plateaux sous-marins mis en place parl’activité des points chauds.

La géométrie de ces structures traduit lemouvement des plaques lithosphériques etpermet de les reconstituer en prenant pour repèrefixe les points chauds.(Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)

7.1.3 Pourquoi cette morphologie ?

- La lithosphère océanique est crée à l’axe des dorsales avec un sommet à environ – 2 500 m : à ce niveau lalithosphère est chaude et peu dense.

- Puis, la lithosphère océanique subit une translation par le mouvement des plaques, se refroidit et subit unépaississement. A ce stade elle aura tendance à s’enfoncer : c’est la subsidence thermique. On considère que la lithosphèreocéanique flotte sur le manteau asthénosphérique durant les 30-40 premiers Ma de son existence.

Fig. 7.5 : (A) Comparaison entre courbe théorique du flux thermique océanique (chaleur évacuée par conduction) et fluxmesurés. (B) Courbe âge-profondeur des fonds océaniques montrant la subsidence thermique.(Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)

Flu

xd

ech

aleu

r1

0-3

W/m

2

Pro

fon

de

ur

(km

)

A B

- En arrière des zones de subduction, des bassins océaniques marginaux (appelés d’arrières « arc ») se forment.- Ces bassins sont très jeunes (<10 Ma) et ont le plus souvent une géométrie linéaire parallèle à la zone de

subduction.

Les dorsales et subduction dans la régiondu bassin nord-fidjien et du bassin de Lau.(Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)

7.2. Les dorsales océaniques et leur fonctionnement7.2.1 Répartition – Données sismiques et thermiques

Fig. 7.6 : Les dorsales océaniques du globe terrestre - Web

Fig. 7.7 : Comparaison entre les données de flux thermique mondial sur les dorsales (A) et des données sismiques(anomalies des ondes S à 100 km) (B)(Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)

- Les dorsales océaniques sont le siège d’un flux de chaleur anormalement élevé : remontée de matièremantellique chaude sous l’axe de la dorsale

- La présence de manteau chaud sous l’axe des dorsales est également mis en évidence par gravimétrie (vu aucours n°4) et tomographie sismique (met en évidence des zones de vitesse sismique réduite)

- Au niveau du haut axial des dorsales (souvent les rapides), on distingue une zone à faiblevitesse (LVZ : Low Velocity Zone) : zone dans la croute et qui s’appuie sur le Moho, dont le sommet est à 2-3 km sous l’axe. Attention: différent de la LVZ qui est la zone de limite lithosphère/asthénosphère(cassant/ductile – cours n°5) !!

- La LVZ correspond à une zone où les ondes sismiques sont ralenties, ce qui indique la présencede phase liquide.

- La LVZ correspond en fait à un réservoir magmatique qui contient entre 2 et 20% de liquide.

7.2.2 Le magmatisme des dorsales

Fig. 7.8 : Magma formé par décompression adiabatique àl’aplomb des dorsales océaniques.(Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)

- Pourquoi la présence de liquide ?> les roches du manteau fondent partiellement par décompression adiabatique (chute de pression

rapide sans échange de chaleur avec l’environnement)

➢ La ligne « noire » correspond au solidus (début de la fusion des péridotites).

➢ La flèche bleue montre le chemin température-pression suivi par le manteau qui « arrive » au niveau d’une dorsale.

➢ Quand ce chemin croise le solidus, un magma de composition basaltique se forme (entre 30 et 100 km de profondeur et peut atteindre le sommet de la ride par le mouvement ascendant assuré par les cellules de convection du manteau).

➢ Les magmas arrivant au niveau du sommet de la dorsale se solidifient au contact de l’eau de mer à 4°C pour donner des basaltes de type « MORB » (Mid-Océan Ridge Basalt)

Structure typique de la lithosphère océanique :- observation directe : dans les zones de fractures

Mais ces structures restent compliquées à mettre en évidence à cause de la profondeur des fonds-marins (forages n’autorisant au mieux que de sonder les premiers kilomètres en dessous des fonds-marins)

Fig. 7.9: Visualisation de la structure de la lithosphère océanique au niveau de la faille transformante Vema située au niveau de la dorsale médio Atlantique. Web.

Fig. 7.10 : Les ophiolites d’Oman(Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)

- observation indirecte :Des lambeaux de lithosphère océanique peuvent se retrouver sur les continents, par le jeu de la fermeture des océans par leprocessus d’obduction : ce sont les ophiolites (affleurements permettant de reconstituer la structure des dorsalesocéaniques)

Pillow Lavas (basalt)

Les dykes (complexes filoniens)

Les ophiolites du Chenaillet(Hautes Alpes) : témoins del’existence d’un ancien océan Alpin(-160 à -60 Ma)Web.

- observation indirecte :Des ophiolites en France : au niveau de massif du Chenaillet

Section simplifiée de la structure de la lithosphère océanique au niveau d’une dorsale (A) – Roches d’une lithosphèreocéanique et vitesse des ondes sismiques de volume associée (B).(Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)

- Structure générale de la lithosphère océanique :les magmas : (i) s’écoulent en surface des fonds-marins sous forme de coulées volcaniques pour former des

basaltes(ii) ou sont figés soit dans des filons (fractures de la lithosphère) (des complexes filoniens se forment) ou

dans des réservoirs magmatiques à quelques kilomètres sous l’axe (gabbros).

A B

7.2.3 Deux types de dorsales

Fig. 7.11 : Deux types de dorsale – (A) rapide type Pacifique(sans rift et relief peu pentu) ; (B) lente type Atlantique-Nord(avec rift et relief pentu)(Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)

A :>10 cm/an

B :<5 cm/an

Dorsale rapide : - présence d’un dôme régulier assez aplati (pas de rift)- zone à forte production magmatique- Vitesse de formation de la croute océanique : > 10 cm/an

Dorsale lente : - présence d’un rift central- relief plus marqué- zone à faible production magmatique- Vitesse de formation de la croute océanique : < 5 cm/an

Pourquoi deux types de dorsales ?

Fig. 7.12 : Comparaison entre les volumes de fusion possible du manteau sous les dorsales rapides (type Pacifique)et lentes (type Atlantique)(Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)

La forte productivité magmatique desdorsales rapides est uniquement liée àune fenêtre de fusion partielle possibleau sein du manteau plus vaste que dansle cas des dorsales lentes.

L’hydrothermalisme des dorsales

Fig. 7.13 : (A) photo d’un fumeur noir proche d’une dorsale océanique ;(B) schéma de principe de la formation de dépôts métallifères au niveaud’une dorsale par circulation hydrothermale. Web.

> L’axe des dorsales est le site de colonies animales utilisant à la base de leur cycle biologique une énergie chimiquesans recours à la photosynthèse. Ces colonies s’établissent à la sortie des fluides chauds (>450 °C) : ce sont les fumeurs,riches en composés minéraux.

> Au niveau de ces fumeurs, se forment beaucoup de composés métalliques : oxydation des métaux dissous au contactde l’eau de mer froide en précipités contenant du Fe, Mn, Zn, Cu…

A

B

7.3. Les rifts continentaux

Définition :

> Un rift continental se développe quand deux marges divergent dans un continent.

> Un rift est caractérisé par un ensemble de failles normales, des séismes assez peu profonds et un magmatismebasaltique ou rhyolitique.

> Les marges continentales crées à l’issu du rifting sont en plus recouvert de fortes épaisseurs de sédiment etconstitueront potentiellement les marges passives d’un nouvel océan si celui-ci se crée.

7.3.1 Trois stades de rifting continentaux

Fig. 7.14 : Exemple de stade initial de rifting : l’ouest del’Amérique du Nord. (Earth’s dynamic systems, Hamblin and

Christiansen, Ed. Prentice Hall)

• Flux thermique anormalement haut au niveaude la croute - Présence de sources d’eauchaudes, geysers.

• Zone de faible vitesse sismique sous la croute(manteau anormalement chaud près de lasurface) - Croute continentale amincie(d’épaisseur 25 km contre 50 km il y a 50 Ma).

• Zones extensives : 1 à 5 cm/an (contre 2 à 20cm/an au niveau des dorsales océaniques) –Présence de nombreux lacs.

• De nombreuses vallées, soumises à l’érosion :remplissage de dépôts sédimentaires.

Stade initial :

7.3.1 Trois stades de rifting continentaux

Fig. 7.15 : Exemple de stade intermédiaire de rifting : lerift Est Africain. (Earth’s dynamic systems, Hamblin and

Christiansen, Ed. Prentice Hall)

• Le rift Est Africain s’étend de l’Ethiopie auMozambique sur une longueur d’environ 3 000km.

• Beaucoup de vallées et de dépressionscomblées notamment par de l’eau (lacs salés) -Formations d’évaporites (dépôts de sels).

• Extension de 0,5 cm/an et croute très amincie(jusqu’à 8 km par endroit, dans la région desAfar par exemple).

• Volcanisme très actif (ex: Kilimandjaro) de typebasaltique et rhyolitique.

Stade intermédiaire :

7.3.1 Trois stades de rifting continentaux

Fig. 7.16 : Exemple de stade avancé de rifting : la merRouge. (Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed.

Prentice Hall)

• Bassin envahi par les eaux (embryon d’océan) entre lesplaques Africaine et Arabique.

• La majorité de la croute des fonds marins de la mer rougeest de nature continentale. Elle de nature océaniqueuniquement au milieu de la mer rouge, à l’endroit où lesdeux plaques divergent.

• Nombreuses failles normales et volcanisme de typebasaltique.

• Nombreux dépôts de sels et remplissage sédimentaire lelong des marges du rift.

• C’est le stade qu’atteindra dans plusieurs dizaines de Ma, àpriori, l’ouest du continent Nord-Américain et le Rift EstAfricain.

• Beaucoup de vallées et de dépressions combléesnotamment par de l’eau (lacs salés) - Formationsd’évaporites (dépôts de sels).

Stade avancé :

7.3.2 Evolution tectonique générale du globe depuis les derniers 200 Ma

Histoire du mouvement des plaques entre 200 Ma etaujourd’hui. (Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed.

Prentice Hall)

• Il y a 200 Ma environ : (i) La Pangée, une très grandemasse continentale proche de l’équateur se fracture pourformer le continent « Laurasia » au Nord, le continent« Gondwana » au Sud et la Théthys (mer). (ii) Les plaquesIndiennes et Antarctique au Sud sont déjà présentes.

• Entre 100 et 50 Ma, l’océan Atlantique Sud se forme par« fracturation du Gondwana ». Les marges passives desplaques Amérique du Sud et Afrique se distancient lesunes des autres.

• Il y a environ 50 Ma, l’océan Atlantique Nord se forme etles plaques Amérique du Nord et Eurasie se séparent. Lesplaques Australie, Africaine et Indienne remontent vers leNord. Les plaques Amériques du sud et nord se« joignent » par l’isthme du Panama (zone de subduction).

CE QU’IL FAUT RETENIR/SAVOIR : questions typiques :

- Connaitre le nom de techniques, directes ou non, utilisées pour sonder le relief des fonds marins et la structure de la lithosphère océanique.

- Savoir faire un schéma simplifié d’un fond marin typique, partant d’une dorsale océanique vers une marge continentale (passive ou active).

- Expliquer pourquoi on peut trouver des magmas à quelques kilomètres de profondeur sous une dorsale océanique.

- Expliquer ce qu’est un fumeur noir.

- Donner un exemple de dorsale rapide et de dorsale lente.

- Décrire brièvement la séquence type d’une lithosphère océanique.

- Expliquer ce que sont des ophiolites.

- Connaitre des régions du globe où le mécanisme de rifting continental opère.

PROCHAIN COURS:

Chapitre 8 : Tectonique des plaques 3 : la formation des chaînes de montagnes