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Rappels de 1S : thème « la tectonique des plaques : l’histoire d’un modèle ».

1. Ondes sismiques et enveloppes du globe.

La structure de la Terre interne.

© http://geologie-alpe-huez.1001photos.com/roches/terre.php

- La propagation des ondes sismiques de profondeur S et P apporte des renseignements sur la structure du globe. - La propagation des ondes S dans la majorité du globe montre que ce dernier est plutôt à l’état solide. - Seule la zone entre 2900 et 5100 km est à l’état liquide (= noyau externe). - La croûte terrestre n’est épaisse que de quelques km). - En-dessous se trouve le manteau supérieur (jusqu’à 670 km de profondeur), le manteau inférieur (jusqu’à 2900 km de profondeur), le noyau externe (jusqu’à 5100 km de profondeur), le noyau interne (jusqu’à 6400 km de profondeur). - Croûte et manteau sont constitués de roches, alors que le noyau est un alliage entre fer et nickel. - La distinction lithosphère / asthénosphère est donnée en 9.

2. Deux domaines différents : les continents et les océans.

Distribution statistique du relief terrestre (1S).

© SVT 1S Belin 2011

- Lorsque l’on représente le pourcentage occupé par chaque altitude et profondeur sur Terre, on remarque une répartition bimodale correspondant d’une part aux terres émergées et d’autre part aux océans (l’altitude la plus fréquente des continents est de +300m, alors que la profondeur la plus fréquente pour les océans est de -4800m). - Cette double répartition est à relier à la nature différente des roches de la CO et de la CC.

3. La composition pétrologique (= roches) des croûtes.

Composition pétrographique de la lithosphère

océanique. Source non créditée.

Structure de la croûte océanique : - Couche sup. : sédiments et roches sédimentaires - Couche suivante : basaltes (en coussins puis en filons) - Couche basale : gabbros (sans rentrer dans la distinction) - La CO fait environ 7 km d’épaisseur (mais cela peut aller jusqu’à 10 km). - En dessous se trouve le manteau avec la couche de péridotites.

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Structure de la croûte continentale (approfondi en TS) : - sédiments et roches sédimentaires en surface. - granites en-dessous (forte épaisseur) en première approche.

- La CC fait 30 à 35 km d’épaisseur en moyenne, mais cela peut aller jusqu’à 70 km sous les chaînes de montagnes (et jusqu’à 10 à 20 km à la jonction avec la CO au niveau des marges dites passives = transition stable entre CO et CC. Exemple : la marge atlantique (Aquitaine à Bretagne)). - En dessous se trouve le manteau avec les péridotites.

- La croûte (CO et CC) est séparée du manteau par une limite nommée MOHO.

- Les roches basalte, gabbro et granite sont toutes des roches magmatiques : elles sont toutes issues de la cristallisation (refroidissement) d’un magma. - Granite et gabbro sont des roches dont les minéraux sont visibles à l’œil nu, et jointifs (de même que la péridotite même si on est à la limite d’une roche magmatique) : ce sont des roches à texture grenue. - Pour le basalte, les minéraux ne sont que très peu visibles à l’œil nu, et sont non jointifs (et on trouve beaucoup de verre) : ce sont des roches à texture microlit(h)ique. - Composition minéralogique du basalte et du gabbro : feldspath plagioclase et pyroxène essentiellement (pour information). - Composition minéralogique du granite : quartz, deux feldspaths (alcalin et plagioclase), biotite essentiellement (pour information). - Composition minéralogique de la péridotite : olivine et pyroxène (pour information). 4. La composition chimique de ces roches.

- Les éléments chimiques dominants dans les minéraux des péridotites, basaltes, granites et gabbros sont Si (silicium) et O. Les minéraux de ces roches sont en effet des silicates : ils sont constitués d’un arrangement ordonné d’atomes, dont la trame principale est formée de Si et O. A noter que le granite est la roche la plus riche en Si et que la péridotite est la roche la plus pauvre en Si (et très riche en Fe et Mg). Inutile de rentrer dans d’autres détails de la composition. 5. La conséquence de la composition chimique sur la masse volumique.

- Le granite a une masse volumique proche de 2,7 g.cm-3, - Le basalte 2,9 g.cm-3, - Le gabbro 3 g.cm-3, - La péridotite 3,3 g.cm-3. La CO a donc une MV plus forte que celle de la CC : cela explique la bimodalité dans la répartition des altitudes constatée sur Terre (point n°2 des rapels). 6. Les caractéristiques de la CO.

Profil de l’océan Pacifique Sud (coupe NZ-Pérou). O à gauche, E à droite.

D’après Google Earth. - La dorsale constitue un relief (= un haut-fond) par rapport aux plaines abyssales sous-marines (- 2000 contre - 5000 m) d’environ 60 000 km de long, parcourant les océans Atlantique, Indien et Pacifique. Plus l’on s’éloigne de l’axe de la dorsale, plus le plancher océanique s’enfonce. Sur les bordures de l’océan Pacifique, l’enfoncement est très important au niveau des fosses océaniques, jusqu’à -11 000 m). On ne trouve quasi pas de fosse dur les bordures de l’Atlantique. - Au niveau de la dorsale, on trouve des séismes dont les foyers sont superficiels (10 km de profondeur environ au maximum).

- Foyer : lieu où se produit le séisme.

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7. Les variations du flux thermique dans les océans.

- Le flux thermique est la quantité d'énergie d'origine interne libérée par unité de surface et unité de temps. - Au niveau de la dorsale, le flux thermique est très fort. Plus l’on s’éloigne de l’axe de la dorsale, plus le flux thermique diminue. Cela montre qu’une forte quantité d’énergie interne est dissipée au niveau des dorsales. Cela correspond à une remontée de l’asthénosphère sous l’axe.

8. L’hypothèse de Hess (pour l’aspect historique).

- La CO est fabriquée aux dorsales, puis s’en éloigne ensuite, tout en s’enfonçant progressivement et en se refroidissant. Elle plonge enfin dans le manteau au niveau des fosses océaniques. C’est l’hypothèse de l’expansion océanique. 9. La réalité : c’est de la lithosphère qui plonge dans l’asthénosphère..

- Au niveau des fosses océaniques, la sismicité et le volcanisme sont très importants. - De plus, la distribution des foyers des séismes est très différente de celle des dorsales où la sismicité est très superficielle : la sismicité est ici beaucoup plus importante en magnitude, mais surtout, les séismes sont de plus en plus profonds au fur et à mesure que l’on s’éloigne de la fosse (trace repérable jusqu’à 670 km de profondeur). - Ces séismes sont répartis suivant un plan, le plan de Wadati-Benioff, que l’on retrouve dans toute zone de subduction. Cela montre que la lithosphère océanique rigide plonge dans l’asthénosphère.

Répartition des foyers des séismes (a priori dans le Pacifique ouest) D’après http://svt.ac-dijon.fr

- Une lithosphère est un ensemble constitué par la croûte et la partie supérieure du manteau supérieur (ou manteau lithosphérique). Elle peut être de nature continentale ou océanique. - La croûte et la partie supérieure du manteau supérieur qui constituent la lithosphère ont comme propriété d’être rigides, et donc d’avoir un comportement cassant (c’est-à-dire qu’une déformation se traduit par des cassures, d’où les séismes enregistrés). La lithosphère qui plonge est froide. - La lithosphère est située au-dessus de l’asthénosphère, qui correspond au reste du manteau supérieur. - Cette asthénosphère a un comportement ductile (elle se déforme sans se casser).

- La subduction correspond à l’enfoncement d’une LO dans l’asthénosphère (et donc sous une autre lithosphère).

- La température augmente avec la profondeur dans le globe. - Vers 1300°C (on est aux alentours de 100 km de profondeur), la péridotite a un comportement ductile : elle fait donc partie de l’asthénosphère. - La limite thermique 1300°C est donc la limite entre lithosphère et asthénosphère.

- Par ailleurs, la vitesse des ondes P et S diminue entre 100 et 200 km de profondeur : c’est l’endroit où une toute petite fraction (1%) des péridotites fond. C’est la LVZ ou low velocity zone, limite sismique entre lithosphère et asthénosphère (elle fait partie de l’asthénosphère). Cela permet un découplage entre lithosphère et asthénosphère (et donc un déplacement de la lithosphère sur l’asthénosphère). - Sur Terre la lithosphère est découpée en plaques tectoniques en mouvement les unes par rapport aux autres. - La lithosphère à une épaisseur de 150 km en moyenne (variations entre 100 et 200 km, la LC étant en général plus épaisse que la LO).

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10. Les mouvements observables à la surface terrestre.

- Certaines plaques ont des frontières en divergence (au niveau des dorsales par exemple) : c’est un mouvement d’écartement. - D’autres ont des frontières en convergence (au niveau des zones de subduction, comme la bordure ouest de l’Amérique du Sud) : c’est un mouvement de rapprochement. - On trouve enfin des zones de décrochements (failles transformantes, comme au niveau de la faille de San Andreas en Californie ou alors au niveau des dorsales). Au niveau de ces failles, on observe des mouvements de coulissage. Ce type de mouvement n’est pas essentiel pour le programme de TS.

Mouvements au niveau d’une faille transformante (dans une dorsale). Crédit : N. Bouchaud.

- Les déformations sont donc localisées en bordures de plaques.

- Une faille est une déformation cassante : - inverse (contexte convergent) - normale (contexte divergent).

Une faille normale. Crédit : N. Bouchaud. Une faille inverse. Crédit : N. Bouchaud. 11. Les points chauds.

- Un point chaud a une origine profonde, à la limite manteau / noyau, et son activité est ponctuée par des périodes de pause. - Un point chaud est indépendant de la limite des plaques, et on en trouve à la fois en domaine océanique (Hawaï, Islande, Açores, Canaries) et continental (Yellowstone). 12. Les apports des sédiments des fonds océaniques.

- Les sédiments correspondent à un ensemble constitué de particules de tailles variables (issues par exemple d’une érosion et d’un transport) et aussi de matières issues d’organismes vivants (comme des accumulations de coquilles par exemple). - Ils se déposent très souvent en milieu aquatique, et avec le temps, ils durcissent se transformant en roches sédimentaires.

- Plus l’on s’éloigne de l’axe de la dorsale, plus les premiers sédiments reposant sur les basaltes océaniques en coussins sont anciens : en effet, les sédiments proches de l’axe de la dorsale sont récents, alors qu’ils peuvent atteindre 180 à 200 Ma à la transition avec la CC. - Par ailleurs, leur épaisseur augmente en s’éloignant de l’axe de la dorsale. 13. L’utilisation du GPS ou GALILEO.

- Les directions et vitesses de déplacement sont mesurables depuis la fin du XXème siècle sur des échelles de temps de quelques années par les techniques de positionnement par satellite (GPS américain ou GALILEO européen pour le futur). - Les satellites envoient des ondes reçues par des balises positionnées au sol. - Cela permet la détermination des latitude, longitude et altitude des balises. La précision est de l’ordre du mm : il faut faire des mesures sur plusieurs années pour que les erreurs relatives soient acceptables.

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14. L’aspect de la LO au niveau de la dorsale.

- Présence de nombreuses failles normales, forte production magmatique, présence de roches partiellement fondues dans une chambre magmatique.

- Cette remontée de roches est confirmée par la remontée des isothermes : sous l’axe de la dorsale, l’isotherme 1300°C (limite lithosphère-asthénosphère) est presque en surface. Cela signifie que l’épaisseur de lithosphère est très faible : l’asthénosphère est presque en surface. 15. La chambre magmatique.

Sous l’axe de la dorsale, des magmas sont collectés dans une chambre magmatique superficielle (quelques km sous la surface).

Magma : mélange d’une fraction liquide et de cristaux de roches à haute température.

Ci-contre, modèle de fonctionnement d’une chambre magmatique. 1 : montée du manteau supérieur, partiellement fondu. 3 : injection de magma dans la chambre magmatique. 4 : brassage par convection. 5 : cristallisation près des parois = futures gabbros. 7 : épanchements de basaltes = coussins. 9 : circulation hydrothermale (programme de TS). © http://svt.ac-dijon.fr/schemassvt/article.php3?id_article=95

- Une chambre magmatique est un espace de quelques km3 dans lequel on distingue une bouillie cristalline (mélange de liquide magmatique et de cristaux) et une lentille sommitale entièrement liquide (non représentée dans le schéma). - La lentille sommitale est à l’origine des filons et des coussins de basaltes, le reste cristallise en profondeur, sur la paroi de la chambre (gabbros). - La cristallisation sur les bords de la chambre est compensée par le phénomène de divergence. 16. La différence basalte – gabbro.

- Basaltes et gabbros sont issus de magmas de même composition, mais leur texture est différente (microlithique pour le basalte, grenue pour le gabbro). - On peut expliquer cette différence de texture par la vitesse de refroidissement des magmas à l’origine de ces roches (à mettre en lien avec la localisation du refroidissement de ces roches, en profondeur ou en surface de la LO). - Les basaltes ont une forte vitesse de refroidissement. Les minéraux n’ont pas le temps de grossir (microlithes), et une majorité de la roche ne cristallise pas (verre) : c’est une texture microlitique. A noter qu’en surface de la LO, le refroidissement est très rapide (quasi-instantané) : ce sont les basaltes en coussins. Les filons de magma basaltique alimentent en permanence ces coussins. - Les gabbros ont une faible vitesse de refroidissement. Les minéraux ont le temps de grossir, et sont tous jointifs (absence de verre) : c’est une texture grenue.

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17. Le processus de fusion partielle sous l’axe des dorsales.

- Les péridotites chaudes de l’asthénosphère remontent à l’état solide sous l’axe des dorsales, ce qui se traduit en surface par un flux thermique fort (il s’agit de la branche ascendante d’un mouvement de convection = programme de TS).

- Les magmas de dorsale sont issus de la fusion partielle des péridotites de l’asthénosphère qui remontent sous l’axe de la dorsale (visible par le franchissement du solidus de la péridotite par le géotherme de dorsale, soit entre 20 et 80 km de profondeur). - La fusion partielle signifie que seule une petite partie des péridotites du manteau fond (taux de l’ordre de 10 à 20%). Les magmas n’ont donc pas la même composition chimique que la péridotite de départ (les basaltes et gabbros contiennent plus de Al, Ca, Na et K et moins de Mg que les péridotites) : certains éléments chimiques restent en effet préférentiellement dans la partie non fondue de la péridotite, alors que d’autres vont dans la partie fondue à l’origine des basaltes et gabbros. - Cette fusion partielle s’effectue par perte de pression à température globalement constante lorsqu’elles remontent. A comparer avec la FP étudiée en TS. 18. Le devenir de la LO après sa formation.

- La plus vieille LO connue se trouve sur le pourtour de l’Océan Atlantique, mais aussi à l’Ouest du Pacifique, vers le Japon. On ne trouve aucune LO plus vieille que 180 Ma (alors qu’on trouve des LC bien plus anciennes, jusqu’à 4 Ga). - Compte tenu de l’âge de la Terre (4,56 Ga), cette LO est jeune. - Comme elle est créée en permanence aux dorsales, elle doit donc disparaître constamment : c’est ce qui se déroule au niveau des zones de subduction où elle est recyclée. Conclusion : de la production à la destruction de la LO (le recyclage de la LO).

La LO naît aux dorsales à partir de la fusion partielle de la péridotite du manteau. Elle y retourne au niveau des zones de subduction. Il s’agit d’un recyclage permanent, en accord avec le modèle de la tectonique des plaques. Une LO est donc une lithosphère constamment jeune. La LC est quant à elle plus âgée (jusqu’à 4 Ga) : elle fonctionne différemment de la LO. Quelles en sont ses caractéristiques, et comment évolue-t-elle avec le temps (Terminale S) ?

Diagramme de fusion d’une péridotite obtenu au laboratoire. D’après SVT 1S Belin 2011 Géotherme : évolution de la température avec la profondeur Solidus : transition entre un état solide et solide + liquide Liquidus : transition entre un état solide + liquide et liquide. Le liquidus n’est jamais franchi sur Terre.