\chapter{La dynamique\\de la lithosphère}

\section{Introduction}

Le modèle de la tectonique des plaques, actuellement admis, propose que la lithosphère est découpée en plaques rigides qui se déplacent les unes par rapport aux autres sur l’asthénosphère.


\Cf{ch6exo13} (carte).

\begin{problematique}
Quelle est la dynamique de la lithosphère et comment la mettre en évidence ?
\end{problematique}


\section{La caractérisation de la mobilité horizontale}

\begin{problematique}
Comment différentes méthodes permettent de mettre en évidence le déplacement des plaques lithosphériques ?
\end{problematique}

\subsection{La lithosphère est découpée en plaques rigides mobiles}

À  l'échelle du globe, la répartition des séismes et des volcans permet de délimiter des blocs de lithosphère : les plaques tectoniques. Ces plaques sont animées de mouvements que l'on peut caractériser au niveau de trois types de frontières de plaques :  des \textit{frontières convergentes}, \textit{divergentes} et \textit{transformantes}. Ces différentes frontières sont associées à des failles que l'on peut caractériser. 

\newpage

%\textit{Les différents types de failles et les mouvements associés:}	
\begin{figure}
\begin{center}
\begin{tabular}{|*3{>{\centering\arraybackslash}Z{m{20mm}}|}>{\centering\arraybackslash}Z{m{25mm}}|}
\tabulartitle\hline
Type de faille & Schéma & Mouvement associé & Contexte\newline géodynamique\\
\hline
Faille\newline normale & \includegraphics[width=18mm]{188_7_crs_1a} & Mouvement de divergence (écartement) & Dorsale =\newline création de lithosphère océanique (accrétion océanique)\\
\hline
Faille inverse & \includegraphics[width=18mm]{188_7_crs_1b} & Mouvement de convergence
(Rapprochement) & Zones de subduction (fosse) =\newline disparition de lithosphère océanique et/ou Chaînes de collision (chaînes de montagnes)\\
\hline
%\end{tabular}
%\tabcaption{Mouvements des plaques lithosphériques. (1\iere partie)}
%\end{center}
%\end{figure}
%
%\newpage
%
%\begin{figure}
%\begin{center}
%\begin{tabular}{|*3{>{\centering\arraybackslash}Z{m{20mm}}|}>{\centering\arraybackslash}Z{m{25mm}}|}
%\tabulartitle\hline
%Type de faille & Schéma & Mouvement associé & Contexte géodynamique\\
%\hline
Faille\newline transformante & \includegraphics[width=18mm]{188_7_crs_1c} & Coulissement & Failles transformantes au niveau des dorsales\\
\hline
\end{tabular}
\tabcaption{Mouvements des plaques lithosphériques. (suite)}
\end{center}
\end{figure}

\subsection{L'étude des anomalies magnétiques permet de confirmer le déplacement de la lithosphère}

Il existe sur Terre un \textit{champ magnétique} qui trouve son origine dans des mouvements du noyau externe liquide. Il se traduit à la surface du globe par des \textit{lignes de champ} orientées du pôle nord magnétique au pôle sud magnétique. Au cours de l'histoire de la Terre, l'orientation de ce champ magnétique s'est inversée. On parle de \textit{période normale} lorsque le pôle nord magnétique était orienté de la même façon que le pôle nord géographique et de période inverse en cas d'orientation inverse. 

Au moment de la mise en place d'un basalte (\textit{roche magmatique volcanique formée au niveau des dorsales océaniques et participant à la fabrication de la croûte océanique}), celui-ci refroidit et lorsque sa température passe en dessous d'une température, appelée \textit{point de Curie}, certains minéraux dits ferromagnétiques acquièrent une aimantation dont l'orientation est la même que celle du champ magnétique dominant au moment de sa formation (\textit{champ} paléomagnétique) et dont la valeur vient s'additionner à celle du champ magnétique actuel. 

\newpage

En 1963, Vine et Matthews montrèrent que les \textit{bandes d'anomalies magnétiques négatives} correspondent à des basaltes s'étant formés au cours de périodes inverses, alors que les \textit{bandes d'anomalies magnétiques positives} correspondent à des basaltes s'étant formés au cours de périodes normales. Ces données dites \textit{paléomagnétiques} mettent en évidence une divergence des plaques lithosphériques par une expansion de la lithosphère océanique se formant au niveau des dorsales et s'écartant progressivement au cours du temps.

\Par

\Cf{ch7exo7}.

\Par


\begin{figure}
\begin{center}
\includegraphics{189_7_crs_2}
\figcaption{Correspondance entre les anomalies magnétiques enregistrées de part et d'autre d'une dorsale (a) et la chronologie des inversions magnétiques récentes (b).}
\end{center}
\end{figure}

\subsection{Le volcanisme de point chaud}

Il existe en divers endroits du globe, un type de \textit{volcanisme intraplaque} très différent de celui des zones de convergence (volcanisme des zones de subduction). Ce volcanisme est dû à des remontées très localisées de manteau chaud. En surface, ce magmatisme dit « \textit{de point chaud} » se manifeste par des alignements de volcans donnant, en domaine océanique, des archipels d'îles volcaniques telles que l'archipel de Hawaï. 

\Par

\textit{Voir figure \ref{archipel-hawai} page \pageref{archipel-hawai}}.

\Par\enlargethispage*{\baselineskip}

Le modèle de la tectonique des plaques permet d'expliquer comment se forment ces « alignements » de volcans : les \textit{anomalies thermiques} très profondes à l'origine des points chauds ont une position relativement constante au cours du temps et les plaques lithosphériques se déplaçant au-dessus sont soumises à leur activité intermittente. 

Ainsi, les points chauds, considérés comme fixes, peuvent servir de \textit{référentiels géométriques} pour décrire les déplacements des plaques lithosphériques et les résultats obtenus sont parfaitement cohérents avec ceux obtenus par l'étude des anomalies magnétiques. 

\Par

\begin{figure}
\begin{center}
\includegraphics{190_7_crs_3}
\figcaption{Schéma représentant un archipel d'îles volcaniques alignées formées par l'activité intermittente d'un point chaud.}
\end{center}
\end{figure}

\subsection{Âge des sédiments océaniques et mobilité horizontale}

\begin{figure}
\begin{center}
\includegraphics{190_7_crs_4} % 7cm
\figcaption{Âge des sédiments océaniques par rapport à l'axe de la dorsale.}
\end{center}
\end{figure}

Les sédiments océaniques proviennent du dépôt sur le fond des océans de restes d'organismes et de particules en suspension apportées par des cours d'eau. Les campagnes de carottage du programme de forage \textit{Joides} montrèrent que l'épaisseur des sédiments ainsi que l'âge des sédiments au contact direct du basalte (les plus profonds) augmentent avec la distance par rapport à la dorsale. Ces données confirment que la croûte océanique, appartenant à la lithosphère océanique, se forme de façon continue au niveau d'une dorsale active et s'éloigne au fur et à mesure de son vieillissement.




\subsection{Les apports des données GPS}

Les données géodésiques (obtenues par GPS)  permettent de mesurer en temps réel les mouvements des plaques. Elles permettent d'obtenir un sens et une vitesse globale de déplacement d'une plaque sur une période donnée, qui est de l'ordre de quelques cm par an.

\begin{methode}
Dans la perspective des questions de type bac se basant sur l'analyse de plusieurs documents, les exercices proposés dans cette partie du cours consisteront assez souvent à confronter des données issues de différentes méthodes d'analyse : données paléomagnétiques, sédimentaires, géodésiques et volcanisme intraplaque afin de confirmer le sens et éventuellement de mesurer la vitesse de déplacement d'une plaque. 
\end{methode}

\section{La dynamique des zones de divergence}

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\begin{problematique}
En quoi les zones de divergence sont-elles à l'origine d'une accrétion océanique ?
\end{problematique}

\subsection{L'accrétion océanique}

Une dorsale océanique est découpée par des \textit{failles normales} témoignant de l'action des forces divergentes. La divergence des plaques océaniques de part et d'autre de la dorsale s'accompagne d'une formation continue de lithosphère océanique. 

\enlargethispage*{2\baselineskip}

Les données sismiques montrent la présence de roches partiellement fondues à l'aplomb des dorsales. À ce niveau, l'isotherme \numprint{1300}°C est très proche de la surface, ce qui traduit un amincissement de la lithosphère et une remontée de l'asthénosphère. Cette remontée provoque une décompression des péridotites (roche constitutive du manteau) de l'asthénosphère et leur fusion partielle.

\newpage

\begin{methode}[analyser un diagramme Pression / Température]
Sur un diagramme Pression / Température, le \textit{liquidus} sépare le domaine où le matériau est totalement fondu (liquide) du domaine où coexistent un liquide et du solide. Le \textit{solidus} sépare ce même domaine du domaine où le matériau est entièrement solide. Le géotherme correspond aux conditions de pressions et de températures des roches concernées. 

\begin{figure}
\begin{center}
\includegraphics{192_7_crs_5}
\figcaption{Diagramme Pression / température en milieu océanique.}
\end{center}
\end{figure}

\Par

Au niveau de la dorsale, on peut remarquer que le géotherme est déplacé permettant de dépasser le solidus entrainant ainsi la \textit{fusion partielle des péridotites} qui forment un mélange solide + liquide, qui sera à l'origine d'un magma originel. 
\end{methode}

Au sein de la chambre magmatique, il y a une différenciation du magma à cause des températures de cristallisation des divers minéraux présents dans le mélange. On parle de \textit{cristallisation fractionnée}. 

Le magma ainsi produit a une composition différente de la péridotite dont il est issu. Une partie du magma \textit{refroidit lentement en profondeur et forme les gabbros} de la croûte océanique (expliquant la structure grenue des gabbros). Le magma arrivant en surface \textit{refroidit rapidement et est à l'origine des basaltes (en filons et en coussins)} de la croûte océanique (expliquant leur structure microlithique). 

\newpage


\begin{figure}\hspace*{-5mm}
\includegraphics{193_7_crs_6}
\figcaption{Processus d'accrétion océanique.}
\end{figure}

\Par

Dans certaines dorsales (appelées dorsales lentes), l'activité magmatique est plus réduite et la divergence met directement à l'affleurement des zones du manteau. 

\subsection{La subduction est le moteur du déplacement de la lithosphère océanique}

Lorsqu’elle s’éloigne de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit. L’isotherme \numprint{1300}°C devient de plus en plus profond, or il représente la limite lithosphère-asthénosphère. Il y a donc épaississement du manteau lithosphérique. Comme ce dernier est le composant le plus dense de la lithosphère, il y a augmentation de la densité moyenne de la lithosphère océanique. Par conséquent, il y a enfoncement de la lithosphère océanique à mesure qu’elle s’éloigne de la dorsale où elle s’est formée. On parle de \textit{subsidence thermique} du fond océanique pour désigner son enfoncement causé par son refroidissement. Lorsque la densité de la lithosphère océanique devient supérieure à celle du manteau asthénosphérique (de densité 3,25), la lithosphère océanique n’est plus en équilibre sur l’asthénosphère. Elle exerce alors une traction qui joue un rôle moteur dans son plongement dans l’asthénosphère lors de la subduction, et d’une manière générale, dans le déplacement des plaques lithosphériques (contribuant ainsi aux mouvements descendants de la convection). Ainsi, dans les zones de subduction, se produit en permanence une destruction de la lithosphère océanique produite dans les dorsales. Cette destruction est compensée par la fabrication de lithosphère océanique par les dorsales actives. 

{\vfil\hfil\textit{Voir illustration page suivante.}}

\newpage

\begin{figure}
\begin{center}
\includegraphics{194_7_crs_7}
\figcaption{Illustration simplifiée du modèle établi au XX\ieme siècle montrant le recyclage de la matière produite au niveau des dorsales et s'incorporant au manteau dans les zones de subduction.}
\end{center}
\end{figure}

\Par

Au cours de leur éloignement de la dorsale, les roches de la croûte océanique et du manteau superficiel subissent une diminution de la température et une hydratation liée à la circulation d'eau. Ces conditions provoquent une transformation minéralogique des roches à l'état solide par la création de minéraux hydroxylés à partir de minéraux qui ne l'étaient pas. On dit que ces roches subissent un \textit{métamorphisme hydrothermal}.

\begin{aretenir}
Au niveau d'une dorsale océanique, on peut observer une remontée d'un matériel asthénosphérique chaud. Cette remontée est associée à une baisse de pression  à l'origine d'une fusion partielle de la péridotite du manteau. Le magma obtenu solidifiera et sera à l'origine des basaltes en surface ou des gabbros en profondeur. Une fois mise en place, la nouvelle lithosphère océanique s'éloignera de l'axe de la dorsale : c'est l'expansion océanique. Au cours de cette expansion, les roches subiront une hydratation. La subduction explique ce mouvement divergent. 
\end{aretenir}


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\section{La dynamique des zones de convergence}


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\begin{problematique}
Quels phénomènes géologiques se déroulent au niveau des zones de convergence ? 
\end{problematique}

\newpage

\subsection{Les zones de subduction}

\subsubsection{Les caractéristiques du volcanisme des zones de subduction}

En zone de subduction, la lithosphère océanique disparaît dans le manteau asthénosphérique par plongement sous une lithosphère continentale ou océanique. De manière plus visible, les zones de subduction sont le siège d'un \textit{magmatisme}, à l'origine des alignements de volcans actifs répartis parallèlement à la fosse sur la plaque chevauchante ou au niveau d'un arc insulaire. 


Les zones de subduction sont le siège d'un \textit{volcanisme explosif}. Les volcans émettent des laves souvent visqueuses, riches en silice, associées à des gaz. Différentes manifestations sont la signature de ce volcanisme explosif : nuées ardentes (grand volume de gaz transporté à forte pression) et écoulements pyroclastiques (débris de roches magmatiques éjectés par les volcans). 

Les roches magmatiques volcaniques issues du refroidissement rapide du magma en surface en zone de subduction sont des andésites et des rhyolites (de texture microlithique). La plus grande partie du magma cristallise
en profondeur et donne des roches magmatiques plutoniques comme le granite et des granodiorites (de texture grenue).
 Ces roches produites présentent la particularité d'être riches en \textit{minéraux hydroxylés} (amphibole, micas). 

\Par

\Cf{ch7exo14}.

\Par

\begin{figure}
\begin{center}
\includegraphics{195_7_crs_8}
\figcaption{Coupe présentant les associations de roches magmatiques dans une zone de subduction.}
\end{center}
\end{figure}

Le volcanisme de subduction, en produisant des roches magmatiques plutoniques de type granitoïde, contribue donc à l’\textit{accrétion continentale}.

\begin{Remarque}
bien qu’issues d’un même magma initial, d’origine mantellique, les
roches formées montrent des différences de composition chimique. Cela s’explique
en partie par la différenciation magmatique qui accompagne la \textit{cristallisation fractionnée} : les minéraux les plus pauvres en silice cristallisent en premier,
le magma voit donc sa composition chimique évoluer à mesure que les minéraux
cristallisent. Cela s’explique d’autre part par une possible contamination crustale
du magma lors de son séjour dans la croûte continentale riche en silice.
\end{Remarque}


\subsubsection{La genèse des magmas des zones de subduction}

Dans les zones de subduction, des conditions doivent être réunies entre 80 et 120~km de profondeur pour permettre la production d'un magma. La détermination de ces conditions nécessite de connaître d'une part le géotherme (tracé donnant l'évolution de la température avec la profondeur) d'une zone de subduction, d'autre part le solidus des matériaux susceptibles de fondre, c'est à dire les péridotites du manteau (figure \ref{ch7-solidus} page ci-contre).

Le géotherme d'une zone de subduction ne permet pas la fusion des péridotites sèches. La fusion partielle des péridotites peut être induite par une hydratation du manteau à partir de 80 km de profondeur et environ 800°C de température, sans modification des conditions de pression et de température des matériaux affectés, par la fusion. En effet, l'apport d'eau a pour effet de décaler le solidus des péridotites vers de plus basses températures, abaissant le point de fusion. Les péridotites affectées par la fusion partielle sont celles appartenant au manteau lithosphérique de la plaque chevauchante, situé immédiatement au-dessus de la lithosphère océanique en subduction. 

Lorsqu'elles s'enfoncent dans le manteau par subduction, les roches de la croûte océanique (préalablement hydratées au cours de l'expansion océanique), sont soumises à de nouvelles conditions de pression et de température. Elles se transforment tout en restant à l'état solide et se déshydratent : elles caractérisent le \textit{métamorphisme haute pression / basse température de subduction}. Des minéraux caractéristiques de ces conditions pression et température apparaissent. 

La déshydratation des roches de la croûte océanique lors de la subduction libère l'eau qui déclenche la fusion partielle des péridotites du manteau sus-jacent, à l'origine des magmas de subduction (figure \ref{ch7-magmatisme} ci-dessous).
\enlargethispage*{5em}

\begin{figure}
\begin{center}
\includegraphics{196_7_crs_10}
\figcaption{Vue d'ensemble du magmatisme de subduction.}
\label{ch7-magmatisme}
\end{center}
\end{figure}

\newpage

\begin{figure}
\begin{center}
\includegraphics{197_7_crs_9}
\figcaption{Géotherme d'une zone de subduction et solidus des péridotites.}
\label{ch7-solidus}
\end{center}
\end{figure}

\begin{aretenir}
Au cours de son histoire antérieure à la subduction, la croûte océanique a emmagasiné de l'eau. Lors de la subduction, les matériaux de la croûte océanique subduite se déshydratent ce qui induit la fusion partielle des péridotites du manteau sus-jacent. 
\end{aretenir}

\newpage
%\subsubsection{Le devenir du magma produit et sa contribution à l'accrétion\\continentale}
%
%Le magma produit, moins dense que le manteau qui lui a donné naissance, migre à travers les matériaux de la plaque chevauchante. Le refroidissement brutal du magma en surface est à l'origine des roches volcaniques de type andésites et rhyolites (à texture microlithique). La plus grande partie du magma cristallise en profondeur et donne les granites et granitoïdes (à texture grenue). Dans le contexte d'une subduction océan-continent, le magmatisme de subduction est ainsi un mode d'\textit{accrétion continentale}. 
%
%\begin{Remarque}
%bien qu'issues d'un même magma initial, d'origine mantellique, les roches formées montrent des différences de composition chimique. Cela s'explique en partie par la différenciation magmatique qui accompagne la \textit{cristallisation fractionnée} : les minéraux les plus pauvres en silice cristallisent en premier, le magma voit donc sa composition chimique évoluer à mesure que les minéraux cristallisent. Cela s'explique d'autre part par une possible contamination crustale du magma lors de son séjour dans la croûte continentale riche en silice. 
%\end{Remarque}
%
%\begin{aretenir}
%En relation avec le mode de refroidissement des magmas, il y a coexistence de roches volcaniques et plutoniques dans la croûte de la plaque chevauchante. Le magma, d'origine mantellique, alimente la production de nouveaux matériaux continentaux dans les zones de subduction.  
%\end{aretenir}

%\subsubsection{Les causes de la subduction}
%
%Lorsqu'elle s'éloigne de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit. L'isotherme \numprint{1300}°C devient de plus en plus profond, or il représente la limite lithosphère-asthénosphère. Il y a donc épaississement du manteau lithosphérique. Comme ce dernier est le composant le plus dense de la lithosphère, il y a augmentation de la densité moyenne de la lithosphère océanique. Par conséquent, il y a enfoncement de la lithosphère océanique à mesure qu'elle s'éloigne de la dorsale où elle s'est formée. On parle de \textit{subsidence thermique} du fond océanique pour désigner son enfoncement causé par son refroidissement. \enlargethispage*{\baselineskip}
%
%Lorsque la densité de la lithosphère océanique devient supérieure à celle du manteau asthénosphérique (de densité 3,25), la lithosphère océanique n'est plus en équilibre sur l'asthénosphère. Elle exerce alors une traction qui joue un rôle moteur dans son plongement dans l'asthénosphère lors de la subduction, et d'une manière générale, dans le déplacement des plaques lithosphériques (contribuant ainsi aux mouvements descendants de la convection). 
%
%\begin{aretenir}
%Postérieurement à sa formation, la lithosphère océanique connaît une subsidence thermique dont l'aboutissement est la subduction. La différence de densité entre lithosphère océanique et l'asthénosphère est la principale cause de la subduction.  
%\end{aretenir}

\subsection{Les zones de collision}


\begin{figure}
\begin{center}
\begin{tabular}{|>{\centering\arraybackslash}Z{m{22mm}}|Z{m{30mm}}|>{\centering\arraybackslash}Z{m{5cm}}|}
\tabulartitle\hline
Indice\newline tectonique & \centering\arraybackslash Description & \centering\arraybackslash Schéma\\
\hline
Plis & Ils affectent les séries sédimentaires, témoignent d'une déformation souple et permettent de repérer la direction générale des contraintes (perpendiculaire à l'axe des plis).  & \includegraphics[width=48mm]{198_7_crs_11}\\
\hline
Failles\newline inverses & Elles sont un indice de déformation cassante et traduisent un raccourcissement local de la croûte. & \includegraphics[height=18mm]{198_7_crs_12}\\
\hline
Chevauchement & Ils représentent des structures géologiques qui viennent chevaucher des formations en place.  & \includegraphics[width=48mm]{198_7_crs_13}\\
\hline
Nappes de\newline charriage & Ce sont des chevauchements caractérisés par l'ampleur du déplacement : de la dizaine à la centaine de kilomètres. & \includegraphics[height=23mm]{198_7_crs_14}\\
\hline
\end{tabular}
\tabcaption{Les indices tectoniques de la collision continentale.}
\end{center}
\end{figure}


Les zones de collision sont marquées par l'affrontement de deux masses continentales, ce qui est à l'origine de nombreuses modifications en surface et en profondeur. Elles participent ainsi à la formation des chaînes de montagnes.  Ainsi au sein de ces reliefs, différentes déformations tectoniques sont observables. Il s'agit de plis, de failles inverses, de chevauchements et de nappes de charriage. 

\Par

\Cf{ch7exo18}.

\Par

Tous ces indices sont le signe d'un épaississement crustal résultant d'un raccourcissement et d'un empilement des matériaux lithosphériques. 

\newpage

\begin{aretenir}
Dans une chaîne de montagnes, il est possible d'identifier des indices révélateurs des contraintes compressives qui se sont exercées : plis, failles inverses, chevauchements et nappes de charriage qui témoignent d'un raccourcissement local de la croûte continentale. 
\end{aretenir}


