La géodynamique de la lithosphère

Résumé en cinq points

Notions et mécanismes

Le modèle des plaques rigides

La surface de la Terre est découpée en une dizaine de plaques majeures et en un nombre plus grand de microplaques. Une plaque est modélisée par une coquille rigide, c'est-à-dire une portion de lithosphère qui ne se déforme pas de façon interne significative. La déformation, la sismicité et le volcanisme se concentrent sur des bandes étroites qui constituent les frontières de plaques.

Il existe trois types de frontières. Les frontières divergentes, où deux plaques s'écartent et où de la lithosphère océanique est créée, ce sont les dorsales et les rifts. Les frontières convergentes, où de la lithosphère est consommée en subduction ou bien où deux lithosphères continentales entrent en collision. Les frontières transformantes, où les plaques coulissent l'une contre l'autre sans création ni destruction notable.

Sur une sphère, le déplacement relatif de deux plaques rigides est une rotation autour d'un axe, ce qui explique que la vitesse relative varie le long d'une même frontière. La construction des modèles cinématiques n'est pas au programme, mais cette variation permet de comprendre les cartes de vitesses d'accrétion.

La géodésie spatiale

Les mesures GPS donnent la position d'une balise au sol avec une précision millimétrique, répétée dans le temps. En soustrayant un mouvement de référence, on obtient pour chaque station un vecteur vitesse dont on lit la direction et la norme. La cartographie de ces vecteurs montre deux résultats fondamentaux : à l'intérieur d'une plaque, les vecteurs sont parallèles et de même norme, ce qui valide l'hypothèse de rigidité, et près d'une frontière, ils divergent, convergent ou se décalent, ce qui permet d'identifier le type de frontière et de quantifier la vitesse relative.

Les vitesses obtenues sont de l'ordre de 1 à 10 cm par an, jusqu'à 15 cm par an dans le Pacifique. Elles sont remarquablement cohérentes avec celles déduites des anomalies magnétiques, qui moyennent le mouvement sur des millions d'années. Cette concordance entre une mesure instantanée et une mesure géologique est un argument fort en faveur du modèle.

Les dorsales et la création de croûte océanique

Une dorsale est l'expression en surface d'une remontée du système convectif. L'écartement des deux plaques provoque une remontée d'asthénosphère. Ce matériel remonte sans échanger de chaleur avec son environnement, donc en suivant une courbe adiabatique. Comme le solidus des péridotites augmente fortement avec la pression, la remontée finit par faire franchir le solidus au matériel mantellique : c'est la fusion partielle par décompression adiabatique. Le taux de fusion est faible, de l'ordre de 10 à 20 pour cent, et le liquide produit est de composition basaltique.

Ces magmas alimentent une croûte océanique dont la structure verticale est toujours la même, de haut en bas : des sédiments, des basaltes en coussins mis en place au contact de l'eau, un complexe de filons verticaux qui ont servi de conduits d'alimentation, des gabbros qui ont cristallisé plus lentement en profondeur, puis les péridotites du manteau lithosphérique sous le Moho. L'épaisseur totale de la croûte est de 6 à 8 km.

La morphologie de l'axe dépend du taux d'accrétion. Les dorsales lentes, comme la dorsale médio-atlantique avec 2 à 4 cm par an de vitesse d'ouverture totale, présentent une vallée axiale marquée, profonde de 1 à 2 km, et un relief accidenté. Les dorsales rapides, comme la dorsale est-pacifique avec 10 à 15 cm par an, ont un axe bombé, sans vallée, avec un relief lisse. L'axe est aussi le siège d'une circulation hydrothermale intense, l'eau de mer s'infiltrant dans la croûte fracturée, se réchauffant, réagissant avec les roches et ressortant par des fumeurs noirs à plus de 300 °C. Cette circulation contribue de façon importante au refroidissement de la lithosphère jeune.

Les anomalies magnétiques

Le champ magnétique terrestre s'inverse au cours des temps géologiques, de façon irrégulière, avec des périodes de polarité normale et de polarité inverse durant de quelques dizaines de milliers d'années à quelques millions d'années. La dernière inversion, dite Brunhes-Matuyama, date d'environ 780 000 ans.

Les basaltes mis en place à la dorsale contiennent des minéraux ferromagnésiens porteurs de fer, en particulier des oxydes. En refroidissant, lorsqu'ils franchissent la température de Curie, de l'ordre de 580 °C pour la magnétite, ils acquièrent une aimantation rémanente parallèle au champ ambiant. Le champ est ainsi fossilisé dans la croûte océanique au moment de sa formation.

Comme la croûte se forme continûment à l'axe et s'écarte de part et d'autre, il en résulte des bandes d'aimantation alternativement normale et inverse, parallèles à la dorsale et symétriques par rapport à elle. Lorsqu'un navire mesure le champ magnétique total en surface, il enregistre une valeur supérieure à la valeur théorique au-dessus d'une bande normale, ce qui donne une anomalie positive, et inférieure au-dessus d'une bande inverse, ce qui donne une anomalie négative.

L'exploitation est directe. En attribuant à chaque bande son âge grâce à l'échelle des inversions, calibrée par datation absolue sur les laves continentales, on obtient une carte des âges du plancher océanique. En divisant la distance d'une anomalie à l'axe par son âge, on obtient la demi-vitesse d'accrétion, que l'on double pour la vitesse d'ouverture totale. Cette méthode montre que le plancher océanique le plus ancien dépasse à peine 180 millions d'années, alors que les plus vieilles roches continentales approchent 4 milliards d'années. La lithosphère océanique est donc recyclée.

Les causes thermogravitaires de la subduction

Cette démonstration est explicitement exigible. La lithosphère océanique naît chaude et peu dense à la dorsale. En s'éloignant, elle se refroidit, se contracte et surtout s'épaissit par accrétion basale de matériel mantellique refroidi. Sa masse volumique moyenne augmente donc avec l'âge, d'autant que la proportion de manteau lithosphérique dense y croît par rapport à la croûte légère.

Au bout d'une vingtaine à une trentaine de millions d'années, la masse volumique moyenne de la colonne lithosphérique dépasse celle de l'asthénosphère sous-jacente. La lithosphère devient gravitairement instable. Elle ne s'enfonce pas immédiatement car elle possède une résistance mécanique, mais dès qu'une discontinuité permet l'amorce, elle plonge. Le panneau plongeant, plus froid et plus dense que son environnement, exerce alors une traction sur la plaque qui lui est solidaire. Cette force est le principal moteur du déplacement des plaques. À cela s'ajoute la poussée exercée par la topographie élevée de la dorsale.

Le panneau plongeant se réchauffe lentement par conduction, ce qui explique sa persistance en profondeur et sa visibilité en tomographie sismique.

Les indices d'une marge active

Le programme demande d'identifier les indices de structure et de fonctionnement d'une marge active. Ils se classent en trois familles.

Indices géomorphologiques et bathymétriques : une fosse océanique profonde, jusqu'à 8 à 11 km, un prisme d'accrétion sédimentaire côté continent quand la sédimentation est abondante, un arc volcanique, insulaire ou monté sur la marge continentale, et parfois un bassin arrière-arc.

Indices géophysiques : une sismicité organisée selon un plan incliné, le plan de Wadati-Benioff, qui s'enfonce depuis la fosse jusqu'à 700 km au maximum, une anomalie gravimétrique fortement négative sur la fosse, un flux géothermique faible dans la partie externe puis élevé sous l'arc volcanique, et une anomalie de vitesse rapide inclinée en tomographie sismique.

Indices pétrologiques : un volcanisme explosif de composition intermédiaire à acide, andésites et roches de la série calco-alcaline, contrastant avec les basaltes des dorsales.

Conditions d'apparition des magmas et contextes volcaniques

Le raisonnement général consiste à superposer, sur un diagramme pression-température, le géotherme local et le solidus de la roche source. Il y a fusion partielle uniquement là où le géotherme passe du côté chaud du solidus.

Trois voies permettent ce franchissement. La décompression adiabatique, qui opère aux dorsales et sous les rifts. L'hydratation, qui abaisse fortement le solidus des péridotites : en subduction, la déshydratation des minéraux hydratés de la croûte plongeante libère de l'eau dans le coin de manteau sus-jacent, dont le solidus chute suffisamment pour être franchi vers 100 à 150 km de profondeur, ce qui explique la position de l'arc volcanique par rapport à la fosse. L'apport de chaleur enfin, dans le cas d'une anomalie thermique de type panache.

Le volcanisme actuel se répartit donc principalement aux frontières de plaques, divergentes et convergentes, mais aussi en domaine intraplaque, sur les points chauds. Un point chaud est fixe ou quasi fixe par rapport au manteau profond, ce qui explique l'existence d'alignements volcaniques dont l'âge croît régulièrement avec la distance au volcan actif.

Les paramètres qui varient d'une subduction à l'autre, pendage du panneau plongeant, régime de contraintes en compression ou en extension dans la plaque chevauchante, vitesse de convergence, âge de la lithosphère plongeante, nature du volcanisme, sont à savoir exploiter sur documents, mais leur connaissance détaillée n'est pas exigée.

Exemples et objets de référence

La carte mondiale des fonds océaniques, avec les dorsales, les zones de fracture perpendiculaires à l'axe et les fosses. La carte des âges du plancher océanique, en bandes symétriques de part et d'autre des dorsales, avec les planchers les plus vieux au large des marges passives de l'Atlantique et dans l'ouest du Pacifique.

Le profil magnétique en travers d'une dorsale, courbe en créneaux irréguliers symétrique par rapport à l'axe, à comparer à l'échelle des inversions pour dater chaque anomalie.

La coupe type d'une zone de subduction, à décrire en mots depuis l'océan : plaine abyssale, bombement périphérique, fosse, prisme d'accrétion, avant-arc, arc volcanique situé à 100 à 200 km de la fosse, éventuellement bassin arrière-arc, et en profondeur le panneau plongeant marqué par les foyers sismiques.

Ordres de grandeur à retenir : vitesses de plaques 1 à 15 cm par an, croûte océanique 6 à 8 km, âge maximal du plancher océanique environ 180 Ma, profondeur maximale des séismes 700 km, fusion sous les dorsales à 10 à 20 pour cent, température des fumeurs noirs supérieure à 300 °C, point de Curie de la magnétite 580 °C, dernière inversion magnétique 780 000 ans.

Méthodes et savoir-faire

Exploiter des données GPS. Lire l'échelle des vecteurs, comparer les vecteurs de part et d'autre d'une frontière, en déduire le type de frontière et la vitesse relative par différence vectorielle, vérifier la rigidité à l'intérieur d'une plaque.

Estimer un taux d'accrétion à partir d'un profil magnétique ou d'une carte d'âges. Mesurer la distance entre l'axe et une anomalie datée, diviser par l'âge, convertir en cm par an, préciser s'il s'agit d'une demi-vitesse ou d'une vitesse totale.

Démontrer les causes thermogravitaires de la subduction en suivant l'évolution avec l'âge de l'épaisseur, de la température et donc de la masse volumique moyenne de la lithosphère océanique, puis en la comparant à celle de l'asthénosphère.

Confronter géotherme et solidus sur un diagramme pression-température pour justifier la présence ou l'absence de fusion partielle, et identifier le mécanisme responsable.

Identifier une marge active sur un jeu de documents en croisant les trois familles d'indices, morphologiques, géophysiques et pétrologiques.

Ce qu'il faut savoir mobiliser en colle et à l'écrit

1. La coupe légendée d'une dorsale avec remontée asthénosphérique, zone de fusion partielle, chambre magmatique, structure verticale de la croûte océanique et circulation hydrothermale.
2. Le schéma expliquant la formation des anomalies magnétiques symétriques, et le calcul d'un taux d'accrétion à partir d'un profil.
3. La coupe légendée d'une zone de subduction avec tous les indices de marge active et le plan de Wadati-Benioff.
4. La démonstration complète de l'origine thermogravitaire de la subduction, avec l'évolution de la densité en fonction de l'âge.
5. Le diagramme pression-température montrant géotherme et solidus, et les trois façons de provoquer une fusion partielle.
6. L'exploitation d'une carte de vecteurs GPS pour caractériser une frontière de plaque.
7. Piège fréquent : confondre demi-vitesse et vitesse d'ouverture totale dans un calcul d'accrétion.
8. Piège fréquent : dire que la plaque plongeante fond. C'est le manteau sus-jacent hydraté qui fond, la croûte plongeante se déshydrate.

Notions et mécanismes clés

• Lithosphère : enveloppe rigide et froide, limitée à sa base par une isotherme voisine de 1 300 °C. Elle comprend la croûte et le manteau lithosphérique. On ne la définit pas par la composition chimique.
• Asthénosphère : manteau sous-jacent, plus chaud, qui se déforme de façon ductile sur les temps géologiques. Il est solide et ne doit pas être décrit comme liquide.
• Plaque : portion de lithosphère sans déformation interne significative, limitée par des frontières sismiquement actives.
• Référentiel : un vecteur GPS n'a de sens que par rapport à une référence, repère global ou plaque supposée fixe. Le mouvement relatif entre deux stations, lui, n'en dépend pas.
• Vitesse relative : différence vectorielle des vitesses de deux points situés de part et d'autre d'une frontière. Sa composante perpendiculaire à la frontière indique l'ouverture ou la convergence. Sa composante parallèle indique un coulissement.
• Faille transformante et zone de fracture : la faille est active seulement entre deux segments décalés de dorsale. Au-delà, la zone de fracture n'est plus qu'une cicatrice inactive.
• Remontée adiabatique : remontée sans échange de chaleur. La température baisse très peu, de l'ordre de 0,3 à 0,5 °C par km, alors que pendant cette remontée le solidus baisse beaucoup plus vite.
• Solidus : courbe au-delà de laquelle apparaît la première goutte de liquide. Liquidus : courbe au-delà de laquelle la roche est entièrement fondue.
• Anomalie magnétique : écart entre le champ total mesuré et le champ de référence calculé pour le lieu. Elle traduit l'aimantation rémanente de la croûte sous-jacente.
• Subsidence thermique : le plancher océanique s'approfondit avec l'âge parce que la lithosphère se refroidit et se contracte.
• Traction du panneau : force exercée par la lithosphère plongeante, plus dense que son environnement, sur la plaque qui lui reste attachée.
• Poussée à la dorsale : glissement de la lithosphère sur le flanc incliné de la dorsale, dû au relief qu'entretient la lithosphère jeune et chaude.
• Déshydratation du panneau : les minéraux hydratés de la croûte plongeante deviennent instables avec la pression et la température, et libèrent de l'eau vers le coin de manteau.
• Point chaud : zone de production magmatique d'origine profonde, quasi fixe par rapport au manteau, qui laisse sur la plaque en mouvement une trace volcanique datée.

Chaînes de raisonnement

De la rigidité des plaques aux frontières étroites. Si une plaque est rigide, tous ses points ont des mouvements cohérents et aucune contrainte ne s'accumule à l'intérieur. La déformation ne peut donc se produire qu'aux limites, où deux mouvements différents se rencontrent. C'est pourquoi la sismicité mondiale dessine des bandes fines, et pourquoi des vecteurs GPS parallèles et de même norme valident le modèle.

De l'écartement à la fusion partielle. L'écartement des plaques libère de l'espace que l'asthénosphère vient combler en remontant. Cette remontée rapide se fait presque sans perte de chaleur, alors que la température du solidus augmente fortement avec la pression, donc baisse vite quand la pression diminue pendant la remontée. Le géotherme local finit par passer du côté chaud du solidus, ce qui déclenche une fusion partielle sans aucun apport de chaleur.

Du champ inversé aux bandes symétriques. Le basalte se refroidit à l'axe et enregistre le champ du moment en franchissant le point de Curie. Il est ensuite transporté vers l'extérieur par l'accrétion continue, de part et d'autre de l'axe. Chaque période de polarité produit donc deux bandes jumelles, de largeur proportionnelle à sa durée et à la vitesse d'accrétion.

Du vieillissement à la subduction. La lithosphère océanique refroidit par le haut et s'épaissit par sa base, car l'asthénosphère refroidie sous l'isotherme de 1 300 °C devient lithosphère. Sa croûte légère garde une épaisseur constante, alors que son manteau lithosphérique dense s'épaissit, et sa masse volumique moyenne dépasse finalement celle de l'asthénosphère. Elle plonge dès qu'une amorce existe, et sa traction entraîne le reste de la plaque.

De l'eau à l'arc volcanique. La croûte océanique a été hydratée par la circulation hydrothermale à la dorsale. En profondeur, ses minéraux hydratés se déstabilisent vers 100 km et libèrent de l'eau dans le coin de manteau chaud situé au-dessus. Le solidus de cette péridotite hydratée s'abaisse de plusieurs centaines de degrés et devient plus bas que le géotherme, ce qui place l'arc à l'aplomb de cette profondeur du panneau.

De la plaque mobile à l'alignement volcanique. Le point chaud reste fixe alors que la plaque se déplace au-dessus de lui. Chaque édifice est emporté loin de la source et s'éteint, tandis qu'un nouveau naît à l'aplomb du point chaud. L'âge croît donc avec la distance, et la direction de l'alignement enregistre la direction du mouvement.

De l'âge du plancher au recyclage. La croûte océanique est créée en permanence, et pourtant la surface terrestre ne grandit pas. Il faut donc qu'une quantité équivalente disparaisse, ce qui se fait en subduction. L'âge maximal de l'ordre de 180 Ma mesure le temps de vie d'un plancher océanique avant son recyclage.

Exemples et références à connaître

1. Hypothèse de Vine et Matthews, au début des années 1960 : les bandes magnétiques s'expliquent par l'expansion des fonds et les inversions du champ. C'est le couplage de deux idées indépendantes qui a fait basculer la communauté vers la tectonique des plaques.
2. Échelle des inversions : la limite Brunhes-Matuyama vers 0,78 Ma, la limite Matuyama-Gauss vers 2,6 Ma. On l'utilise pour dater les premières anomalies d'un profil.
3. Conversion à connaître par cœur : 1 km par Ma équivaut à 1 mm par an. Ce réflexe évite la moitié des erreurs de calcul.
4. Loi empirique de subsidence : la profondeur du plancher vaut environ 2 500 m plus 350 m multiplié par la racine carrée de l'âge en Ma, valable jusqu'à 70 ou 80 Ma environ. À 64 Ma, on obtient 2 500 plus 350 fois 8, soit 5 300 m. Au-delà de 70 à 80 Ma, la profondeur ne suit plus la loi et se stabilise vers 5 500 à 6 000 m. Dans le domaine de validité, la profondeur croît donc comme la racine de l'âge, et l'épaisseur de la lithosphère aussi.
5. Masses volumiques schématiques : croûte océanique 2 900, manteau lithosphérique 3 300, asthénosphère 3 250, eau de mer 1 030, en kg par m³. Ce sont les valeurs d'exercice, à rappeler comme approximatives.
6. Alignement Hawaï-Empereur : volcans actifs sur l'île d'Hawaï, âges croissants vers le nord-ouest, puis un coude vers 47 Ma environ qui marque un changement de direction du mouvement de la plaque Pacifique. Exemple type de volcanisme intraplaque.
7. Chili et Mariannes : deux pôles de la diversité des subductions. Au Chili, lithosphère plongeante jeune, pendage faible, plaque chevauchante en compression, forte sismicité. Aux Mariannes, lithosphère très âgée, pendage fort, extension et bassin arrière-arc. À savoir lire sur documents, pas à réciter.
8. Islande : une dorsale émergée à l'aplomb d'un point chaud, où se superposent décompression et anomalie thermique. Bon exemple pour montrer qu'un même lieu peut combiner deux mécanismes.
9. Dorsale médio-atlantique et dorsale est-pacifique : le couple lente et rapide qui sert d'exemple pour toute comparaison morphologique.

Techniques

Exploiter une carte de vecteurs GPS

Réflexe en quatre temps. Repérer l'échelle et le référentiel. Vérifier l'homogénéité des vecteurs à l'intérieur de chaque plaque. Faire la différence vectorielle entre deux stations proches de la frontière. Décomposer cette différence selon la direction de la frontière et sa perpendiculaire.

Mini-exemple. Une frontière est orientée nord-sud. La station ouest se déplace de 2 cm par an vers le nord, la station est de 1 cm par an vers le sud. La station est se déplace donc de 3 cm par an vers le sud par rapport à la station ouest, parallèlement à la frontière. C'est un coulissement pur. Un observateur placé à l'ouest et regardant vers l'est voit le bloc opposé partir vers sa droite, le décrochement est dextre.

Calculer un taux d'accrétion sur un profil magnétique

Identifier l'axe, qui porte l'anomalie positive centrale de l'époque actuelle. Repérer une anomalie datée, mesurer sa distance à l'axe, diviser par l'âge. Nommer le résultat, demi-vitesse, puis doubler pour la vitesse totale si la symétrie est vérifiée.

Mini-exemple. La limite Matuyama-Gauss, datée de 2,6 Ma, se trouve à 39 km de l'axe. La demi-vitesse vaut 39 divisé par 2,6, soit 15 km par Ma, c'est-à-dire 1,5 cm par an. La vitesse d'ouverture totale vaut 3 cm par an, ce qui indique une dorsale lente.

Lire un diagramme pression-température

Orienter le diagramme. En géologie, la profondeur croît souvent vers le bas. Repérer le côté chaud du solidus. Suivre le géotherme ou le chemin de la roche et noter la profondeur où il croise le solidus. Nommer le mécanisme qui a rendu ce croisement possible : chemin qui remonte, solidus qui se déplace, ou géotherme qui se réchauffe.

Mini-exemple. Un chemin quasi vertical coupe le solidus sec vers 70 km. Le mécanisme est une décompression. Si c'est au contraire le solidus qui est tracé en deux versions, sèche et hydratée, et que seul le second croise le géotherme, le mécanisme est l'hydratation.

Schéma bilan d'une frontière de plaques

Un schéma bilan se trace en coupe, avec une échelle verticale exagérée annoncée. Il comporte la lithosphère avec sa base isotherme, l'asthénosphère, des flèches de mouvement, les foyers sismiques, la zone de fusion et les flux d'eau ou de magma. Le correcteur vérifie la cohérence : les séismes sont dans la partie rigide, la fusion se produit là où le diagramme l'autorise.

Plan de synthèse

Pour une question de géodynamique, le plan efficace suit l'enchaînement des causes, observer, mesurer, expliquer. Première partie, les observations qui imposent un modèle. Deuxième partie, la quantification. Troisième partie, le moteur physique. Éviter le plan par type de frontière, qui devient un catalogue.

Sujets classiques traités

Choisis ton niveau. Difficulté indicative ; les exercices qui se suivent restent dans l'ordre.

Erreurs fréquentes