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BROUILLON
EN TRAVAUX 2011 pour au moins 2 ans

• 1 - La dérive des continents : de l'idée à la théorie
  • 1.1 - Alfred Wegener (1915 : Die Entstehung der Kontinente und Ozeane)
  • 1.2 - Des arguments géophysiques contre la théorie de Wegener
  • 1.3 - Le paléomagnétisme : un argument de poids pour les géophysiciens en faveur du mobilisme
• 2 - L'expansion des fonds océaniques : de nouvelles observations et une nouvelle hypothèse
  • 2.1 - L'exploration topographique et géologique des océans dans les années 1950
  • 2.2 - L'hypothèse de Hess (l'expansion des fonds océaniques) et ses développements
• 3 - La théorie de la tectonique des plaques : une théorie encore moderne
  • 3.1 - Les limites de plaques ne sont pas déterminées par les reliefs terrestres, mais par l'activité sismique et volcanique.
  • 3.2 Les mouvements relatifs des plaques entre elles sont des rotations qui définissent 3 types de mouvements, mais 4 types géologiques de frontières de plaques: mouvement de divergence (dorsales océaniques), mouvement de convergence (subductions et collisions) et mouvement de coulissage (failles transformantes)
  • 3.3 - Les plaques lithosphériques solides et rigides se déplacent sur l'asthénosphère solide et déformable
  • 3.4 - Les plaques croissent au niveau des dorsales par accrétion de roches du manteau chaudes (du latin accretio = accroissement; accrétion = agglomération d'éléments)
  • 3.5 - Les plaques peuvent croître par épaississement lors du chevauchement de 2 plaques l'une sur l'autre (mouvement de collision)
  • 3.6 - En s'écartant de l'axe de la dorsale, la lithosphère s'épaissit, se refroidit et s'hydrate
  • 3.7 - Les plaques disparaissent en plongeant dans l'asthénosphère dans les zones de subduction.
• 4 - Nouveautés et difficultés
  • 4.1 - Les apports de la tomographie sismique
  • 4.2 - Complexification du modèle
• 5 - Application du modèle à la recherche et à l'exploitation du granite en Bretagne
  • 5.1 - Un exemple de granite breton : le granite de Trégunc
  • 5.2 - Contexte géodynamique de la formation des granites
  • 5.3 - Exploitation

Sources
L'écume de la Terre, Claude Allègre, Fayard, le temps des sciences, 1983
La tectonique des plaques , Jean Aubouin (Encyclopedia Universalis 2010: E.U.)
Une révolution dans les sciences de la Terre, A. Hallam, Seuil Sciences, 1976
De la pierre à l'étoile, Claude Allègre, Fayard, 1985
Enseigner la géologie, collège-lycée, Nathan, 1993
Sciences de la terre et de l'univers, André Brahic, Michel Hoffert, André Schaaf et Marc Tardy, Vuibert, 2000
L'histoire de la Terre, Dossier La Recherche, 25, nov 2006 - janv 2007

Un site incontournable pour l' enseignant : Planet-Terre, avec les articles de Pierre Thomas et/ou Vincent Deparis
- la dérive des continents de Wegener
- la découverte de la convection mantellique
- Histoire de la théorie de la tectonique des plaques

Le cours est un résumé qui, comme le suggère le programme, est organisé selon une chronologie des découvertes et des idées.
Cependant, du point de vue pédagogique, il est clair qu'il est préférable de procéder par l'acquisiation successives de méthodes et de techniques utilisées en géologie qui seront utilisées aussi en terminale. C'est surtout en cela que le programme de 1ère S est indissociable du programme de terminale S (et non sur l'aspect historique qui est clairement abandonné en terminale; par contre les techniques sont reprises aussi en physique). J'ai fait le choix de traiter les techniques sous forme de TP-TD.

1 - La dérive des continents : de l'idée à la théorie

1.1 - Alfred Wegener (1915 : Die Entstehung der Kontinente und Ozeane)

A. Wegener était un météorologue allemand.

(1880 -mort tragiquement au Groënland en 1930)
http://www.uni-graz.at/en/igamwww_hp_a-wegener.jpg

Il reprend l'idée de dérive énoncée par quelques rares prédecesseurs (A. Snider-Pellegrini (1858, La Création et ses mystères dévoilés, pp 314s) et surtout F. B. Taylor (1910) qui propose un gigantesque fluage de la croûte au-dessus du manteau pour expliquer la répartition des chaînes de montagnes -fig 1 et fig 2; dans des articles ultérieurs il proposera un début de mouvement au Crétacé au moment où la Lune, loin de s'être détachée de la Terre - comme l'avait suggéré Darwin - , aurait été attirée par elle... Ses explications sont mal documentées).

Rq1: Darwin en 1879 émit l'idée que le Pacifique était une cicatrice laissée sur Terre lors de sa séparation avec la Lune. Cette idée perdurera jusqu'au XXème siécle.
Rq2 : Wegener a comparé la reconstitution de la position des continents à celle de fragments de journaux dont on posséderait des éléments de lignes. La reconstitution d'une seule ligne lui paraissait un argument suffisant. Que dire alors de la reconstition de n lignes qui conduisent à une probabilité à la puissance n.

La théorie* de la dérive des continents :
Wegener propose deux étapes :
- un continent unique (Pangée) à la fin du Carbonifère (vers -300 Ma cf. échelle des temps géologiques)
- des mouvements de dérive des continents (constitués de croûte = SiAl) sur le manteau (SiMa) visqueux au-dessus d'un noyau de Ni-Fe. Les mouvements vers l'W se faisant par inertie (inverse à la rotation de la terre), ceux vers l'E par frottement, et ceux vers l'équateur par effet axifuge (du fait de la rotondité de la terre). Il propose aussi des effets de proue (montagnes plissées) et de proupe (arcs volcaniques) ou encore des collisions (chaîne alpine).

* une théorie (scientifique) est un ensemble d'hypothèses qui ont été validées par l'expérience (ou conclusions selon la terminologie classique de la méthode expérimentale).
** Des observations ou des faits interprétés dans le cadre d'une théorie sont considérés comme des arguments (ou preuves) en faveur de cette théorie. En géologie, comme pour l'interprétation de faits du passé, l'expérimentation est parfois impossible.

Schémas coupe de Wegener et chrobars à partir d'Allègre.

TP1 - Quelques arguments de Wegener pour étayer sa dérive des continents + exercice isostasie (calculer l'enracinement d'une montagne de 2 km d'altitude; rc=2,67 - rm=3,27)

Wegener s'appuie sur de nombreux arguments** :
- géographiques (observation de la complémentarité morphologiques des limites continentales actuelles :Amérique du Sud / Afrique de l'W),
- paléontologiques (analogies de faunes ou flores dans des continents aujourd'hui séparés),
- stratigraphiques (continuité des strates sédimentaires de part et d'autre de certains océans, continuité de dépôts glaciaires du même âge...)
- et tectoniques (Alpes résultant d'une collision continentale).

1.2 - Des arguments géophysiques contre la théorie de Wegener

TP2 - Données sismiques et comportement de la matière au sein du globe

La structure du globe connue par l'étude des ondes sismiques révèle une croûte et un manteau SOLIDES. Seul le noyau externe pourrait être liquide. La solidité-rigidité du manteau représente une difficulté insurmontable à cette époque (elle sera dépassée par les notions de lithosphère/asthénosphère).

Les forces d'inertie supposées par Wegener ne peuvent rendre compte des mouvements des continents. Il ne faut pas oublier que Wegener était météorologue et non pas géophysicien.

Vers 1924, Sir Harold Jeffreys, résolument opposé au mobilisme rejette toutes les preuves géologiques et géophysiques. En se basant sur ses propres calculs de viscosité du manteau il s'oppose à tout mouvement latéral.

TP3- Paléomagnétisme

1.3 - Le paléomagnétisme : un argument de poids pour les géophysiciens en faveur du mobilisme

2 - L'expansion des fonds océaniques : de nouvelles observations et une nouvelle hypothèse

TP4 - Roches et minéraux:
(roches magmatiques, métamorphiques et sédimentaires)

2.1 - L'exploration topographique et géologique des océans dans les années 1950

- EXPLORER-CARTOGRAPHIER; pour l'exploration des océans, on arme des navires (d'abord militaires, puis civils dédiés : ) et dès qu'ils sont accessibles des sous-marins et bathyscaphes (pour s'affranchir de la houle lors des mesures). Ensuite, on utilisera aussi des avions. Les relevés de la topographie sous-marine (du grec topos = le lieu) ou relevée des profondeurs (= bathymétrie) se font avec des moyens acoustiques (sonars, utilisant les ultra-sons) de plus en plus performants (le sondeur multifaisceau, seabeam, utilisé à partir des années 1980 permet le tracé d'une bande de terrain de l'ordre du km avec une précision de l'ordre de 15 à 30 m selon la profondeur..
On cartographie (les profondeurs et reliefs); la structure générale d'un océan apparaît composée des marges et plaines, puis des dorsales dont le centre est marqué par un fossé (rift) de quelque 25-50 km de large pour 0,25 km de profondeur. Plus tard on décrira des montagnes sous-marines "seamounts" volcaniques (appelés ensuite guyots par Hess) sur les flancs des dorsales dont le sommet est plat et comporte des sédiments toujours postérieurs au Crétacé (~60 Ma).

- SE POSITIONNER ; en mer le problème majeur reste le positionnent précis du navire (à quoi cela sert-il d'avoir une relevée bathymétrique à la dizaine de mètres près si la position du navire n'est estimée qu'à la centaine de mètres ?). Après l'utilisation du sextant (associé à des chronomètres performants), des balises immergées, de la radiogoniométrie (à partir de 1952), le système qui a révolutionné la navigation est le système de positionnement radio par sattelite (triangulation) : TRANSIT (dans les années 1960-1970) puis GPS (américain , développé à partir des années 1978 (qui atteint 10 m de précision). Le système Galileo européen devrait être disponible en 2014.

- MESURER ; on fait des enregistrements sismiques, gravimétriques, magnétiques et thermiques.
- Les gravimètres détectent des variations du champ de gravité terrestre de l'ordre de quelques mGal (interprétées comme des défauts/excès de masse) et permettent d'évaluer aussi densité des couches trouvées.
Lors de la première année géophysique internationale : 07/1957-12/1958 les gravimètres embarqués et la mise en œuvre de tirs sismiques depuis le navire (avec une chaîne de géophones traînée permettant d'interpréter des résultats de sismique-réfraction) permettent d'évaluer la densité des roches de la croûte et la profondeur du Moho : 35 km sous les continents en plaine et 12 km sous les océans. On détecte aussi une zone à faible vitesse entre 100 et 200 km de profondeur partout.
- la sismique-réflexion utilisée dès 1965 (associée à des carrottages) permet de préciser la composition géologique de la croûte océanique : basaltes, gabbros et amphibolites; les sédiments qui la recouvrent sont toujours plus jeunes que le Crétacé.
- Les magnétomètres détectent des variations du champ magnétique terrestre (anomalies magnétiques) de l'ordre du mGauss (interprétées comme des magnétismes rémanents de certaines roches qui se superposent au signal actuel en augmentant ou en diminuant sa valeur selon leur direction).
Les anomalies magnétiques enregistrées vers 1950 de chaque côté de l'axe de la dorsale et qui présentent une assez bonne symétrie sont précisées avec des profils E-O sur la dorsale Pacifique Est (par le Scripps Institution of Oceanography). (Cartes de répartition publiées par Ronald G. Mason vers 1958 pour le Pacifique, confirmées aussi pour la ride médio-atlantique ensuite).

Quelques étapes de l'exploration des océans Avant 1950
1858 - premier laboratoire de biologie marine au monde à Concarneau.		1872 -Départ de la première campagne océanographique mondiale, menée jusqu'en 1876 par le scientifique Sir Charles Wyville Thomson à bord du navire à voiles HMS Challenger. Au cours des 127 000 km parcourus, l'expédition remonta à la surface les premiers nodules polymétalliques, découvrit plus de 4000 nouvelles espèces marines, ou encore réalisa des sondages de plus de 8000 m de profondeur. Il faudra une vingtaine d'années à une centaine de savants pour dépouiller toutes les observations faites.
		1904 -Première édition de la carte bathymétrique du fond des océans sur une proposition du prince Albert Ier de Monaco. Le prince créé l'Institut océanographique en 1906.	1915 -Paul Langevin, physicien français auteur de nombreux travaux sur les ultrasons, met au point un système de détection des sous-marins (Asdic). Cette découverte est à l'origine des sonars utilisés aujourd'hui pour la cartographie des fonds marins. Le navire océanographique allemand, le Meteor, est le premier à être équipé en 1925 d'un sondeur à ultrasons. Il réalise en 3 ans la première étude hydrographique d'un océan entier (l'Atlantique Sud).	1923 - mesure de pesanteur en mer (en sous-marin) par le néerlandais F.A. Vening-Meinesz ; la croûte océanique est sans conteste différente de la croûte continentale 1924 - B. Gutenberg, étudiant la dispersion des ondes de surface, en déduisait que la croûte océanique devait être d'une épaisseur très inférieure à celle de la croûte continentale. 1937 - M. Ewing utilise pour la première fois la méthode de sismique-réfraction dans les océans et confirme que la croûte est beaucoup plus mince sous les zones océaniques profondes qu'elle ne l'est sous les continents.
Après 1950 jusqu'à 1970
		1953 - exploration des très grands fonds : 2 bathyscaphes, le FRS III et le Trieste, imaginés par Auguste Piccard (son FNRS II était descendu à &endash; 1380 m en 1948 au cours de son unique plongée à vide). Le 15 février 1954, le FNRS III construit par la Marine Nationale atteint 4000 m de profondeur au large de Dakar. 1954 - G. Dupouy décide que le CNRS subventionnera, d'une part, l'exploitation scientifique du bathyscaphe FNRS 3, d'autre part, des campagnes de haute mer à bord de la Calypso du commandant Jacques-Yves Cousteau à raison de six à sept mois de campagne par an, ces dernières à frais partagés avec la direction générale de l'Enseignement supérieur. 1960 - La Thalassa premier navire océanographique français 1965 - lancement du Jean Charcot, nouveau navire océanographique français 1965- Première carte bathymétrique moderne du fond des océans. Elle est l'oeuvre des américains Heezen et Tharp. 1969 - premiers essais de la soucoupe française Cyana, sous-marin habité pouvant plonger à &endash; 3000 m, conçu par le commandant Cousteau, et dotée d'une manoeuvrabilité jusqu'ici inconnue pour les sous-marins profonds	la Calypso de Cousteau en l'état actuel soucoupe Cyana	1952 - E.C. Bullard et ses collaborateurs mesurent le flux de chaleur à travers le fond de la mer sans trouver de différence marquée entre continents et océans en ce qui concerne le flux de chaleur moyen. Toutefois, le flux moyen à travers les dorsales est élevé ainsi que dans certains bassins situés à l'intérieur des arcs insulaires. 1953 - Premières mesures détaillées de l'intensité du champ magnétique terrestre par B.C. Heezen et col., permettant l'établissement de cartes d'anomalies en mer à l'aide des sondes à saturation inventées pour la chasse aux sous-marins de la Seconde Guerre mondiale. 1954 -invention des magnétomètres à protons permettant de multiplier les études géomagnétiques sur les océans. 1958 puis 1961 - R.G. Mason seul, puis avec A.D. Raff découvre les bandes d'anomalies magnétiques le long de la dorsale pacifique Nord. 1961- première utilisation systématique en profils continus à l'aide de la sismique-réflexion par J. Ewing et G.B. Tirey, 1965- utilisation de la sismique réflexion embarquée à l'aide des techniques des prospecteurs pétroliers permettant d'obtenir des profils détaillés dans les couches sédimentaires de la croûte océanique.
Après 1970
1984 - création de l'Ifremer, né de la fusion du CNEXO (centre national pour l'exploitation des océans) et de l'ISTPM (Institut scientifique et technique des pêches maritimes).   l'Atalante le Pourquoi Pas ?   12/2012-02/2013 Une exploration du navire JOIDES Resolution avec un enseignant de SVT à bord blog du service éducatif français à bord		1974 -Plongées franco-américaines FAMOUS au coeur de la dorsale médio-atlantique au sud-ouest des Açores (avec les submersibles Archimède, Cyana et Alvin) ; les premières cartes suggérant l'existence de cette barrière sous-marine dataient de 1854. 1977 - faune hydrothermale de la dorsale des Galapagos à 2500m de profondeur (Alvin) 1978 - lancement du premier satellite océanographique Seasat (durée de vie : 100 jours). Geosat (1985), ERS-1 (1991) et ERS-2 (1995), ainsi que Topex-Poseidon (1992), en ont été ses successeurs. 1980 -Le système de positionnement et de transmission Argos est opérationnel. Il permet, entre autres, de déterminer les courants déduits des trajectoires des flotteurs dérivants. 1984 -mise à l'eau du Nautile pouvant plonger jusqu'à 6000 m de fonds. 1990 -Lancement du navire océanographique L'Atalante qui remplace le Jean Charcot. 2005 -lancement du navire océanographique de l'Ifremer Pourquoi pas ?, capable de déployer simultanément le sous-marin Nautile et le robot Victor 6000.	FAMOUS (in E.U.) Le sigle F.A.M.O.U.S. désigne la première exploration scientifique d'une dorsale océanique à partir de submersibles profonds, expédition réalisée en collaboration entre la France et les États-Unis en 1973 et 1974. F.A.M.O.U.S. constitue la première étude directe selon des techniques issues de la géologie de terrain de la vallée centrale de la dorsale médio-atlantique et de son intersection avec une faille transformante dans une zone située à 700 kilomètres au sud-ouest des Açores, par des profondeurs variant entre 2?500 et 2?800 mètres. Trois submersibles ont été utilisés pour l'étude détaillée de cette zone représentant quelques centaines de kilomètres carrés de surface : du côté américain, l'Alvin porté par un grand catamaran spécialisé, le Lulu ; du côté français, l'Archimède remorqué par le Marcel Le Bihan et la soucoupe 3000 Cyana portée par le Noroît. La première plongée de la campagne 1973 a eu lieu le 2 août avec le bathyscaphe Archimède, et c'est aussi l'Archimède qui effectua dans les premiers jours de septembre 1974 la cinquante et unième et dernière plongée de l'expédition F.A.M.O.U.S. (dont 19 pour Archimède, 15 pour Cyana et 17 pour Alvin). Quatre-vingt-onze kilomètres ont été parcourus au fond, à une altitude inférieure à cinq mètres, dans un relief extraordinairement tourmenté. Deux tonnes de roches ont été prélevées en 167 sites différents dans un environnement géologique bien défini. Plus de 100 heures de télévision sur bande magnétique ont été enregistrées au cours des 228 heures passées sur le fond, et 23.000 photographies ont été prises. Le premier apport positif de F.A.M.O.U.S. est certainement la mise au point d'un outil d'exploration géologique du fond des océans, permettant l'établissement d'une carte topographique précise à quelques mètres près, précision jamais atteinte à partir des opérations conduites depuis la surface. Au plan proprement scientifique, F.A.M.O.U.S. a permis la première vérification directe du mouvement le long des frontières de plaques, comme le prédisait la théorie de la tectonique des plaques. Un deuxième résultat est la délimitation de la largeur des zones frontières des plaques. Cette largeur est particulièrement faible, puisqu'elle ne dépasse pas un kilomètre. En dépit de cette largeur restreinte, les zones frontières se sont révélées très complexes, et l'interprétation est rendue plus difficile par une évolution très rapide de leur géométrie au cours du temps. Un troisième résultat concerne la découverte de gisements hydrothermaux en grande profondeur, sous la forme d'un champ de petite dimension (15 à 40 m) situé autour d'une fissure émissive d'une cinquantaine de centimètres de largeur, et longue de plusieurs mètres. Les dépôts hydrothermaux sont constitués de fer près de la bouche émissive, et de manganèse plus bas. Les résultats scientifiques de l'opération F.A.M.O.U.S. ont eu de nombreuses retombées : tout d'abord ans le domaine scientifique, pour l'étude de l'hydrothermalisme sous-marin dans une région plus active, la dorsale du Pacifique oriental ; ensuite, en matière de collaboration franco-américaine ; enfin, dans le domaine industriel, les techniques de navigation précise mises au point durant l'opération s'appliquant facilement à des travaux de reconnaissance de trajets de conduites sous-marines par exemple. Pour toutes ces raisons l'exploration F.A.M.O.U.S reste une grande page historique où le visuel conforte la théorie. Exploration que certains n'ont pas hésité à comparer avec l'écart qu'il peut y avoir d'observer la Lune et d'y poser effectivement le pied.

2.2 - L'hypothèse de Hess (l'expansion des fonds océaniques) et ses développements

Si l'expression "seafloor spreading" est due à Dietz (Nature, 1961) la paternité de l'idée en revient à Harry Hess de l'université de Princeton qui publie la synthèse de toutes les données précédentes en une unique hypothèse en 1960.

« Les dorsales océaniques seraient la partie supérieure des branches ascendantes et donc chaudes de cellules de convection intérieures au manteau; le fond des océans serait ainsi entraîné à partir des dorsales comme sur un tapis roulant puis s'enfoncerait dans les fosses marginales, porté par les parties descendantes froides des cellules de convection. Le fond des océans serait donc aussi jeune car en perpétuel renouvellement».

J. Tuzo Wilson (Nature, 1965) propose de découper la surface du globe en plaques rigides. Il donne aussi leur nom aux failles transformantes (zones de cisaillement plus ou moins perpendiculaires à la direction d'affrontement de deux plaques). C'est Lynn Sykes (1967) qui confirmera ces mouvements par l'analyse des mécanismes au foyer.

dessin de Wilson présentant une faille transformante et l'ouverture de l'Atlantique

Fred Vine et Drummond Matthews (Nature, 1963) interprétent les anomalies magnétiques de la dorsale et calculent en 1966 des vitesses d'expansion de 4,5 cm/an pour le Pacifique Est et 1 cm/an pour le Sud de l'Islande.

Dès 1966 la majorité des géologues se rallient à l'hypothèse de Hess.
En 1968, Heitzler, Pitman et Le Pichon, au Lamont Laboratory établissent une chronologie des inversions du champ magnétique remontant au début du tertiaire (en supposant une vitesse d'expansion constante).

Le programme de forage JOIDES (Joint Oceanographic Institute Deep Earth Sampling Programme) réalisé par le navirte Glomar Challenger entre 1968 et 1978 permet de forer 1000m de sédiment (et un peu de croûte basaltique) sous 6000m d'eau avec un repérage performant du navire. C'est ainsi que l'âge des sédiments et des roches volcaniques sous-jacentes est précisé.

À la fin des années 1970 tout le monde, sauf certains géologues "continentaux", s'est rallié à la théorie de l'expansion océanique; il reste à réaliser une synthèse tectonique globale.

3 - La théorie de la tectonique des plaques : une théorie encore moderne

La théorie de la tectonique des plaques est formulée dès 1967-1968 par Jason Morgan (université de Princeton), Dan McKenzie (université de Cambridge) et Xavier Le Pichon (Lamont laboratory puis Paris).
On peut la résumer ainsi:

La "théorie de la tectonique des plaques" explique tous les mouvements et les déformations de la croûte terrestre (de tectus = le toît en latin) par le mouvement de plaques: Les plaques lithosphériques, solides et rigides, se déplacent sur l'asthénosphère solide et déformable. Elles croissent (par l'arrivée de roches du manteau chaudes ou par épaississement lors du chevauchement de deux plaques l'une sur l'autre), sont entraînées (par gravité et par les mouvements du manteau), et disparaissent (elles plongent dans l'asthénosphère).

3.1 - Les limites de plaques ne sont pas déterminées par les reliefs terrestres, mais par l'activité sismique et volcanique.

Les reliefs terrestres sont dus à la tectonique des plaques, mais ce sont des limites parfois très anciennes (une montagne ancienne n'est généralement plus un lieu où s'affrontent actuellement deux plaques). Les limites actuelles des plaques sont déterminées par les témoins de l'activité du globe présente: essentiellement les séismes (mouvements brusques de la surface) et les volcans (arrivée et épanchement de magmas).

Les points chauds sont des zones de volcanisme très localisées qui ne sont pas en relation avec les limites de plaques actuelles (Bordas p 123).

L'activité du globe n'est pas limitée aux frontières entre plaques; si elle est concentrée aux frontières entre les plaques, il existe cependant au sein des plaques des zones d'activité sismique (notamment lorsque une plaque s'aminçit et peut présenter un début de zone de divergence en formation) ou de volcanisme actif (en association avec l'amincissement de la lithosphère continentale ou au beau milieu d'un océan comme pour les points chauds).

Dans la théorie des plaques, les mouvements des plaques sont des rotations autour d'un axe défini pour chaque frontière de plaque.

d'après Nathan 2000, fig1, p 304 ou voir Bordas p 120-121

La carte des mouvements relatifs des plaques entre elles (ancien Belin, p 79, ancien Nathan, p 313) permet de retrouver les 4 types de frontières.

 
Carte scolaire (in Nathan 2000) des mouvements relatifs des plaques

>
De petits "crobards" sans aucun souci de respect des modèles que nous verrons ensuite...

3.3 - Les plaques lithosphériques solides et rigides se déplacent sur l'asthénosphère solide et déformable

3.3.1 - Limites

La lithosphère est la zone qui est située au-dessus de la LVZ; elle comprend la croûte (10 à 30 km) et le manteau supérieur lithosphérique (environ 100 km). Sa limite inférieure la plus générale est l'isotherme 1300°C.

L'asthénosphère est la partie du manteau supérieur située sous la lithosphère. Elle est limitée vers le haut par la LVZ qui en fait partie, ou plus précisément par l'isotherme 1300°C, et vers le bas par la fin de la zone de transition (lorsque les vitesses sismiques ont une augmentation régulière avec la profondeur) qui marque le début de la mésosphère, vers 700km.

Le manteau supérieur comprend le manteau lithosphérique et asthénosphérique. Le manteau inférieur correspond à la mésosphère.

3.3.2 - Caractéristiques et composition

La croûte continentale serait donc de composition globalement granitique (ou gneissique), la croûte océanique basaltique et gabbroïque, le manteau serait péridotitique. Le noyau externe enfin serait constitué essentiellement de fer, associé au nickel et quelques éléments légers comme le soufre, l'hydrogène et l'oxygène. La discontinuité de Lehman serait due à la cristallisation d'un alliage fer-nickel solide qui constituerait la graine.

Remarque:
Les cellules à enclumes de diamant (qui permettent d'atteindre 120 GPa et 3600 °C, soit presque les conditions que l'on pense régner à l'interface manteau-noyau) ont conduit à proposer 2 transitions.
- vers 400 km l'olivine (tétraédrique) serait remplacée par un minéral de type spinelle dont le nom serait la wadsleyite;
- vers 700km, à la base de l'asthénosphère, le spinelle laisserait la place à une structure de type pérovskite, octaédrique.

Depuis la fin des années 1980 on utilise, notamment en France, des cellules à enclumes de diamant, qui permettent d'atteindre des pressions phénoménales: en fait la pression que l'on pense régner à l'interface manteau-noyau (1200kbar ~= 120.000 MPa = 120 GPa soit 1,2 Gatm avec 1bar ~= 1 atm = 0,1 MPa) voire l'ensemble des pressions au sein du globe; en effet, depuis peu, on atteint 500GPa; ces cellules permettent aussi, du fait de la transparence du diamant de chauffer le minéral (jusqu'à 5000K) que l'on soumet à cette pression.

On est ainsi parvenu à simuler notamment la transition que l'on pense se réaliser dans l'asthénosphère entre des structures cristallines tétraédriques (type olivine : (Mg,Fe)SiO4, puis spinelle : le minéral étant la wadsleyite), vers 400 km (zone de transition) et octaédriques (type pérovskite : (Mg,Fe)SiO3), à la base de l'asthénosphère. L'idée étant que plus la structure est soumise à forte pression plus elle est dense et l'espace occupé pour une masse donnée est faible, à composition atomique égale. L'espèce minérale de la zone de transition est nommée ringwoodite (à partir de 410 km). Elle se décompose en pérovskite silicatée et en magnésiowüstite dans le manteau inférieur (limite 660 km). Une nouvelle structure minérale, la postpérovskite serait présente au niveau d'une couche D" au relief chahuté (au moins 100 km d'amplitude) située à la limite manteau-noyau vers 2600-2700 km.

Remarques complémentaires : l'intérieur de laTerre étant inacessible à l'échantillonnage à part les quelques kilomètres supérieurs les données sont indirectes, sauf à supputer sur l'origine plus ou moins profonde d'une lave :

* Les données sismiques fournissent une estimation des vitesses et donc de la densité des matériaux inaccessibles des couches internes. On effectue donc des comparaisons avec des matériaux accessibles. L'utilisation des presses à enclumes de diamant a considérablement fait augmenter nos connaissances.

* L'analyse des météorites est le premier élément, utilisé depuis le XIXème siècle. Si l'on pense que la système solaire, avec ses planètes, s'est formé à partir de l'accrétion de poussières, puis de petits corps, les météorites représentent des fragements de ces corps qui se sont brisés puis sont tombés sur terre. On distingue deux types de météorites:
- les chondrites (météorites chondritiques) qui contiennent, dans une matrice ferreuse, des petites sphères (les chondres, du grec chondrion = "petit grain") de silicates de type péridots ou pyroxènes
- les achondrites (ou non-chondritiques) qui peuvent être métalliques, péridotitiques ou basaltiques et gabroïques, par ordre de frréquence croissante.
On rapporte les météorites achondritiques aux différentes enveloppes du globe, croûte basaltique ou gabbroïque, manteau péridotitique et noyau ferreux, et les chondrites à des corps stellaires initiaux indifférenciés.
En effet, les chondrites ont la même composition chimique globale que la terre, si l'on considère les masses et compositions respectives des 3 enveloppes principales. On pense donc qu'elles correspondraient à des fragments d'un corps stellaire initial non différencié de même composition que la terre. Les météorites chondritiques sont donc dites indifférenciées.
Certains de ces corps stellaires initiaux auraient alors fondu, tout comme la terre et, en se différenciant, auraient présenté les 3 enveloppes citées. L'enveloppe ferreuse la plus dense au centre et l'enveloppe basaltique et gabbroïque la moins dense, vers l'extérieur, la péridotitique entre les deux. Les météorites issues de ces corps différenciés tardifs sont qualifiées de météorites différenciées ou achondritiques.

Remarque:
Une des plus grandes difficultés dans notre compréhension de la structure du globe est sans aucun doute venue de l'apparente incompatibilité entre un modèle solide (où se propagent les ondes sismiques) et la nécessaire déformation afin de rendre compte de phénomènes aussi variés que la forme de l'ellipsoïde, le volcanisme ou le mouvement des plaques (bref: la dynamique terrestre). La compréhension ne vint que vers 1950, pour les physiciens, avec les progrès de la physique du solide qui, en rhéologie, admettaient le fluage d'un solide sous contrainte, sans passer par un état liquide. Il ne faut pas oublier que la terre est plus rigide que l'acier (une terre liquide, entourée d'une mince croûte aurait des "marées terrestres"(c'est-à-dire qui déformeraient la surface terrestre) de plusieurs kilomètres d'amplitude); cette remarque avait été faite par Ampère au tout début du XIXème siècle.
En tout cas pour nous il est absolument indispensable de bien comprendre que la terre est UN SOLIDE. Certaines couches sont rigides et ne peuvent être déformées que très lentement (sur des milliers d'années) avec des contraintes et des températures très élevées. D'autres couches sont ductiles, c'est-à-dire facilement déformables, à haute pression, à haute température, sur des durées de temps faibles (déplacements visibles sur des durées inférieures à l'année).

3.3.3 Dynamique

Les matériaux terrestres chauds et peu denses montent puis s'étalent à la surface de la terre alors que les matériaux froids et denses s'enfoncent dans le manteau. C'est la gravité qui attire les masses les plus denses vers le bas. Ces dernières, en prenant la place des masses les moins denses, repoussent celles-ci vers le haut. A composition chimique, minéralogique et pétrologique homogène le manteau inférieur (-700 à -2900 km) ne présente de différence que de température.

La convection est un transfert de chaleur par mouvement de matière. Les mouvements au sein du manteau sont lents (quelques centimètres par an) et affectent un SOLIDE (déformable).

 
Sur ce schéma les zones mantelliques rouges sont des masses de péridotite SOLIDES et CHAUDES, qui montent donc,
alors que les zones lithosphèriques violettes sont des masses de péridotite SOLIDES et FROIDES (avec un peu de croûte) qui descendent.
Il ne s'agit en aucun cas de magma.

L'axe de la dorsale lente présente un rift et est le lieu de formation d'une croûte océanique basaltique épaisse (5-10 km).  

TD5 - Magamatisme et formation de la croûte océanique
(film, solidus-liquidus, LVZ...)

Le terme d'accrétion désigne la formation de la croûte par ajout de matériel issu d'un magma d'origine péridotitique. Si le magma arrive en surface il donne, par refroidissement brutal avec l'eau de mer à 2°C, des épanchements volcaniques de basaltes en coussins et tubes (pillow-lavas selon le terme anglais qui signifie laves en oreillers) qui surmontent les points d'injection du magma qui se présentent sous forme de filons verticaux de basaltes (dykes). Si le magma se refroidit et cristallise plus lentement en profondeur, il donne des gabbros. La péridotite appauvrie (par la perte de quelques % d'éléments qui sont passés à l'état liquide dans le magma), reste une péridotite, du point de vue pétrologique (voir TD4).

La croûte océanique (dont la limite inférieure est le Moho, absent à l'axe de la dorsale) comprend donc 3 "couches": les basaltes en coussins, les basaltes en filons verticaux, et les gabbros. La péridotite appauvrie appartient au manteau lithosphérique.
Le moteur de la formation de la croûte océanique est donc bien la remontée de roche solide (péridotite) et chaude du manteau et donc la convection mantellique.

La formation de la croûte océanique à partir du manteau péridotitique

Attention une chambre magmatique n'est pas une cavité remplie de magma mais une roche (péridotite appauvrie) remplie, plutôt comme une éponge, de magma sous formes de goutelettes de liquide (VOIR TD4).

Remarque:

+ On peut distinguer, selon la vitesse de divergence, deux types de dorsales:

* des dorsales lentes (divergence inférieure à 4-5 cm par an, type atlantique) caractérisées par une vallée à leur axe ou rift ou graben (fossé en allemand), qui peut être découpée en vallées emboîtées séparées par des failles normales. Les points les plus élevés de la dorsale sont les crêtes bordant l'une ou l'autre des vallées du rift. Les foyers des séismes observés à l'axe peuvent être assez profonds et dépasser la profondeur d'1 km.

* des dorsales moyennes et rapides (divergence supérieure à 4-5 cm par an, type pacifique) caractérisées par un dôme axial ou horst (en allemand). Des vallées peuvent encadrer ce point le plus élevé de la dorsale. Elles sont séparées par des failles normales. Les foyers des séismes observés à l'axe sont assez superficiels (profondeur inférieure à 1 km).

Redessiné d'après Allègre, 1983, fig; 59

On a découvert des dorsales rapides SANS CROÛTE (ni chambre magmatique) où la péridotite asthénosphérique serpentinisée affleure sous les sédiments à l'axe de la dorsale.

Comme le Moho est déterminé sismiquement, et comme les basaltes et les gabbros MAIS AUSSI LES PÉRIDOTITES SERPENTINISÉES (voir Thomas) ont des vitesses de propagation des ondes de volume (P et S_v) identiques, le Moho existe aussi bien pour des dorsales lentes que rapides avec des horsts ou des rifts. Seule la composition pétrologique change pour ces différentes dorsales.
(voir ici pour la taille d'une chambre magmatique de dorsale rapide).

Les dorsales rapides présentent le plus souvent un horst et peuvent même ne pas avoir de croûte océanique au sens pétrologique (ni basalte ni gabbro ; seul le manteau lithosphérique péridotitique altéré par serpentinisation et hydraté est présent).

Remarques complémentaires:

+ Les dorsales présentent une tectonique (séismes et failles normales) en extension

Les dorsales sont toujours des zones de DIVERGENCE (du point de vue du mouvement des plaques) et donc des zones EN EXTENSION (du point de vue des mécanismes tectoniques, c'est-à-dire des mouvements de déformation des roches).
Mais l'axe de la dorsale est aussi recoupé transversalement par les failles transformantes qui sont des zones de COULISSAGE (du point de vue de la tectonique de plaques) qui présentent des extensions et des compressions du point de vue tectonique.

Remarque: l'extension (ou distension, qui est un allongement selon l'axe considéré) s'oppose à la compression (raccourcissement selon l'axe considéré) mais il ne faut pas confondre mouvement des plaques (divergence, convergence, coulissage) et les mouvements de déformation de la roche dues aux contraintes qui s'exercent localement. Le fait qu'une dorsale soit en extension à son axe ne veut pas dire que les contraintes exprimées dans la roche soient toujours des distensions mais que les résultantes des différentes contraintes (extensions et compression) sont des extensions. Il existe donc des compressions et des extensions dans une zone de plaques en divergence; mais le mouvement principal est bien une extension. De la même manière les zones de CONVERGENCE (de plaques) peuvent présenter à la fois des mouvements locaux d'extension et de compression.

L'extension de la zone axiale de la dorsale (allongement) est due à l'entraînement de la lithosphère océanique formée à l'axe. La lithosphère océanique tend à s'enfoncer PAR GRAVITÉ dans l'asthénosphère au fur et à mesure qu'elle se refroidit - et donc qu'elle augmente en densité-, qu'elle se gorge d'eau et qu'elle s'épaissit (voir plus bas). L'ENTRAÎNEMENT par les mouvements de convection du manteau asthénosphérique jouerait aussi un rôle.

Les manifestation de cette tectonique en extension sont visibles au niveau des enregistrements sismiques et des failles.
* Il existe une microsismicité permanente. En effet, les séismes enregistrés au niveau des dorsales sont très nombreux mais d'assez faible intensité et souvent superficiels.
Je rappelle qu'un séisme est défini comme étant une libération brusque d'une contrainte. Deux types de contraintes existent: des compressions et des extensions. On peut retrouver ces contraintes dans les enregistements sismiques. En effet, on peut répérer sur un enregistrement sismique le type de contrainte principale (extension ou compression) à l'origine du séisme (on apelle cela le mécanisme au foyer): si le premier mouvement du sol (enregistré sur le sismogramme) est vers le haut, il s'agit d'une extension, si le premier mouvement est vers le bas, il s'agit d'une compression. Dans le cas des séismes situés principalement le long des failles transformantes, on retrouve des compressions et des extensions.
* Les failles normales (avec des plans de failles plus ou moins parallèles à l'axe de la dorsale) sont la règle au niveau des dorsales. Elles correspondent à une tectonique en extension de direction perpendiculaire à l'axe de la dorsale. Les décrochements sont associés aux coulissages avec des plans de faille perpendiculaires à l'axe de la dorsale (failles transformantes). Les miroirs de faille, bien que souvent cachés par des dépôts sédimentaires, permettent parfois de voir in situ ou d'échantillonner les roches profondes de la croûte océanique. Les mouvements sont toujours de direction perpendiculaire à l'axe de la dorsale.

Je rappelle qu'une faille est un déplacement le long d'un plan de rupture (déformation discontinue dans le domaine fragile- voir TP1). Le sens du déplacement (inverse, normale, décrochement) indique de façon évidente le type de mouvement tectonique à son origine (extension, compression, coulissage).

Terminologie et représentation schématique des trois cas principaux de failles obliques; rejet horizontal dominant (décrochement, ici représenté avec un rejet vertical nul) et deux cas de rejet vertical dominant représentés ici avec un rejet horizontal latéral nul (sans composante décrochante). On dit qu'une faille joue, c'est-à-dire que les compartiments affectés par la faille ont un mouvement relatif (rejet ou jeu), selon trois composantes: une composante verticale, une composante horizontale latérale (ou composante décrochante) et une composante horizontale transversale (qui indique l'obliquité de la faille, étant nulle pour une faille verticale). Dans la nature, les plans de failles sont courbes et ne sont donc des plans que sur de petites surfaces; il est souvent nécessaire de préciser l'échelle à laquelle on se place.

voir TS

Les collisions peuvent se faire entre deux lithosphères continentales, entre deux lithosphères océaniques ou entre une lithosphère océanique et une lithosphère continentale.

Lorsqu'une des lithosphères tend à surmonter l'autre (cisaillement oblique tendant vers l'horizontalité) on parle d'obduction.

L'exemple type d'obduction vu en TD est celle des ophiolites d'Oman.

voir aussi le site de l'université de Montpellier sur l'ophiolite d'Oman (excursion virtuelle)

L'épaississement de la lithosphère se fait par le bas et le haut :
- par le haut s'ajoutent des sédiments - qui se transforment en roches sédimentaires par diagénèse. C'est la croûte qui s'épaissit.
- par le bas s'intègrent des péridotites mantelliques refroidies du fait du refroidissement de la plaque. L'isotherme 1300°C s'abaisse progressivement de 10 à 100 km (à 1000 km de l'axe) au fur et à mesure que la lithosphère se refroidit. C'est le manteau lithosphérique qui s'épaissit.

La nouvelle croûte océanique est très rapidement transformée principalement par les circulations d'eau de mer. La croûte océanique se charge en eau: elle s'hydrate. L'eau de mer froide s'enfonce dans la croûte fracturée et est chauffée. L'eau chaude et salée altère profondément la roche. L'eau chaude, en solubilisant des éléments minéraux, devient hydrothermale. Les eaux chaudes surchargées en soufre, fer et manganèse forment les fumeurs qui sont des cheminées dont les parois se construisent par la précipitation des minéraux en solution. Les zones de sources hydrothermales profondes sont des oasis de vie présentant des espèces parfois géantes. On observe plus d'hydrothermalisme au niveau des dorsales rapides que sur les dorsales lentes.
L'olivine, bien cristallisée dans le basalte, est serpentinisée par hydratation (la serpentine est une argile (minéral en feuillets) qui cristallise aux dépens de l'olivine).
Le gabbro est aussi altéré sous les contraintes de type extension et présente un métamorphisme (transformation de la roche à l'état solide, sans passer par l'état magmatique liquide) qui se traduit par une foliation (alternance de couches de minéraux en feuillets) et l'apparition de minéraux comme l'amphibole (qui croît à partir des plagioclases et des pyroxènes). 

Cette partie sera traitée plus en détail en TS, l'objectif en 1èreS étant d'avantage de voir l'histoire de son intégration à la théorie de la tectonique des plaques

L'étude des zones de subduction est bien plus ancienne que la théorie de la tectonique des plaques. En 1930 le hollandais Vening Meinesz avait identifié des anomalies gravitaires au niveau de ces "zones actives" qu'il interprétait comme résultant de convections descendantes du manteau.
C'est Griggs qui, dans les années 1950, réalisa des modèles qui liaient la convection mantellique descendante à la genèse de chaînes de montagnes. Il utilisait l'observation faite par le japonais Wadati d'un plan oblique dans lequel était répartis les séismes de plus en plus profonds lesquels et qu'il reliait à l'enfoncement d'une surface terrestre froide dans un manteau chaud. Ces plans sismiques sont apelés les plans de Benioff-Wadati, ayant été confirmés ultérieurement par les observations d'Hugo Benioff. Lors de la publication par Hess de l'expansion des fonds océaniques (1960) le modèle de Griggs est présent dans tous les esprits. Le modèle publié par Arthur Holmes en 1978 n'a pas subi de changement majeur.

Image provisoire, in Allègre 1983, Fig 63

Deux petits "chrobars" comme apéritif très théorique en vue de la terminale

Le plan de Benioff-Wadati n'est pas uniquement une frontière de plaques; lieu de frottements engendrant des séismes, mais est associé à la genèse de magmas assez variés qui vont rendre compte de la formation d'arcs volcaniques (comme au Japon) ou de véritables chaînes de montagnes (comme les Andes).

Suivant l'angle du plongement de la plaque lithosphérique océanique, les magmas formés sont plus ou moins alcalins (plus la pression est forte, moins le degré de fusion est important et plus le magma est alcalin). Mais, surtout, des sédiments chargés d'eau de mer s'enfoncent dans la fosse et participent à la genèse de magmas très originaux qui sont intermédiaires (ni alcalins (clairs) ni basiques (sombres)) et donnent les roches de type andésite, dont le nom vient du massif de la cordillère des Andes.

En résumé, les zones de subduction sont à la fois des limites de plaques (convergentes), des zones de disparition de la lithosphère océanique (née à l'axe de la dorsale et qui disparaît dans l'asthénosphère), et enfin des zones d'échange de matière et d'énergie (thermique principalement) entre les deux plaques convergentes qui donne naissance à des séismes, du magmatisme et du métamorphisme.

On connaît des subductions océan-océan ((entre les îles Fidji et la Nouvelle Zélande par exemple), océan-continent (sous l'Amérique du Sud à l'ouest), océan-continent mais avec une mer marginale (par exemple la mer de Chine avec la subduction du pacifique sous le Japon) et enfin continent-continent (comme l'Inde, bien que ce dernier cas soit maintenant interprété comme une hypercollision entre deux continents, la suduction étant depuis longtemps terminée).

les données présentées ici sont issues des articles de Pierre Thomas et/ou Vincent Deparis
- la tectonique des plaques de 1970 à 2011 (accès restreint)
- la découverte de la convection mantellique

4.1 - Les apports de la tomographie sismique

Remarque :
Principe de la tomographie sismique

TD6 - La tomographie sismique
(Bordas p 142-143)

Cette méthode (du grec "tomo" = coupe) consiste à approndir les mesures des décalages des temps d'arrivée des ondes sismiques élastiques (P et S) en cartographiant les plus petits écarts entre les temps théoriques (correspondant à des couches homogènes (de même densité) et les temps observés (on observe en effet une dispersion des hodochrones).

On interprète ensuite les décalages (retard et avance) principalement en terme de température. Plus la température DU SOLIDE est élevée moins la vitesse est grande. Comme pour l'imagerie médicale on reconstitue alors des coupes ("scans" ou balayage) de la Terre où les écarts à la vitesse théorique sont représentés par des couleurs. On a ainsi une vue des écarts à la température théorique du globe.

La première difficulté étant bien que l'on montre des écarts et non la température qui est loin d'être identique le long du profil. C'est en quelque sorte une carte des anomalies de vitesse interprétées en terme d'anomalies de température.

figure externe

Coupe tomographique allant de l'Europe orientale à l'Asie.
Les anomalies de vitesse sismique sont représentées par des couleurs (en % de la vitesse théorique). Le retard maximal (rouge) correspond aux zones les plus chaudes, l'avance maximale (bleu) correspond aux zones les plus froides.

On note tout de suite que d'une part il existe bien des panaches de péridotite chaude qui remontent de l'interface manteau-noyau mais qu'ils ne semblent pas associés aux dorsales. De même les zones de subduction montrent une lithosphère froide qui s'enfonce très profondemment jusqu'à la limite manteau-noyau.

Le schéma ci-dessous présente une vision moderne de la convection mantellique :

On notera 2 points essentiels:
- les dorsales sont superficielles: elles ne sont pas enracinées profondémment dans le manteau mésosphérique. Le bombement asthénosphérique provoquant la fusion partielle de la péridotite mantellique est situé dans les 150 km de profondeur. La découverte des dorsales sans croûte océanique tend aussi à diminuer l'importance du volcanisme (l'accrétion de "pousse" pas les plaques). L'accrétion compense la subduction.
- le moteur de l'expansion océanique est principalement la gravité (les plaques océaniques froides et denses s'enfoncent dans l'asthénosphère) et donc la disparition de la lithosphère océanique dans les zones de subduction; le rôle des courants de convection mantelliques que l'on pensait entraîner la lithosphère océanique est minimisé ; ce sont au contraire les mouvements de la plaque océanique qui entraînent le manteau asthénosphérique; on notera aussi que la subduction se continue très profondémment jusqu'à l'interface manteau-noyau (couche D");

Fig 11 externe

Ce modèle suppose des convections affectant l'ensemble du manteau (modèle à une couche) et des panaches d'origine profonde correspondant aux points chauds.

Ce schéma insiste sur l'importance des subductions, qui mettent en mouvement la lithosphère, et sur le côté superficiel et passif des dorsales, qui ne font que combler l'écartement engendré par le mouvement des plaques. Dans ce schéma, la taille des flèches blanches indique la vitesse des mouvements. La petite taille des flèches sous-lithosphériques montre que le manteau asthénosphérique est mis en mouvement par la lithosphère, et non l'inverse comme couramment dit. Les plaques qui subductent vont vite (≈ 10 cm/an), alors que les plaques qui ne subductent pas sont très lentes (≈ 1cm/an). L'ascension des panaches sous les points chaud est également actif et très rapide (> 10 cm/an).

Source : Stéphane Labrosse, modifié par Pierre Thomas, dans "la convection mantellique..."

Pour plus de détails sur le devenir de la lithosphère subductée voir les articles de Laurent Guillou-Frottier et particulièrement l'image

Ancien schéma simpliste présentant une DORSALE telle qu'on pensait qu'elle était ENRACINÉE dans les modèles d'il y a une dizaine d'années. Vous noterez l'enracinement très profond, comme pour un panache.

 4.2 - Complexification du modèle

La rigidité des plaques

Sans entrer dans les problèmes géométriques et physiques qui sont posés par la rotation de plaques rigides indéformables à la surface d'une sphère, on peut tout de même dire que les plaques ne sont plus considérées comme indéformables.

Les zones de déformation, théoriquement limitées aux frontières de plaques se sont avérées être présentes au milieu des plaques. L'exemple le plus courant est la Chine, qui ne correspond qu'à une seule plaque et qui présente le nombre le plus élevé de morts dus aux séismes au monde (plus que le Japon).

Des subductions de croûte continentale

Les données géologiques de terrain sont de plus en plus nombreuses à être interprétées dans le cadre de la tectonique des plaques et certaines demandent parfois des réajustements de la théorie.

Des subductions de croûte continentale : un exemple parlant est la possibilité de subductions continentales. On connaît plusieurs exemples au sein de chaînes de montagnes (par exemple les quartzites à cœsite du massif de la Dora Meira dans les Alpes qui indiquent que des roches sédimentaires ont été enfouies à plus de 100 km de profondeur). Certaines roches diamantifères pourraient aussi résulter de ce type d'enfouissement (Dabie-Shan en Chine à plus de 120 km (4 GPa) ou massif du Kokchetav en Azerbaïdjan vers 130-170 km (4,5 à 6 GPa)).

Un nouveau modèle avec fusion partielle au niveau de la LVZ, non plus uniquement à l'axe de la dorsale mais au niveau des hotspots (points chauds) et des volcans intraplaques sur des étendues beaucoup plus larges.

Brève dans La Recherche, 465, juin 2012, p16-17

Article original (N. Schmerr, Science, 335, 1480, 2012) accessible le 26/05/2012 : http://geophysics.wustl.edu/2012_ Schmerr_Science.pdf

L'interprétation de données sismiques les plus fines et à haute fréquence au niveau de la plaque Pacifique permettent de proposer un modèle où le ralentissement des ondes S observé entre 40 et 75 km de profondeur serait du à une fusion partielle du manteau (3-5%) et nécessiterait la prise en compte d'une certaine quantité d'eau.

d'après Schmerr 2012 - modifiée (+/- traduite)

image externe

http://geophysics.wustl.edu/2012_ Schmerr_Science.pdf

Déformation intraplaque océanique

brève de La Recherche, déc 2012, 470, 16-17

nouvelle sur le site du CNRS-INSU (Institut des Sciences de l'Univers)

Intra-oceanic seismicity off Sumatra boosted by the Banda-Aceh megathrust, Matthias Delescluse et col., avril 2012, Nature 490, 240

Les limites de plaques sont les principales zones actives (sismiquement et thermiquement). Mais il existe bien sûr de l'activité intraplaque correspondant à des zones de tension (ou compression) où à des points chauds profonds.

On connaissait bien les conditions de formation d'un océan à partir d'un fossé d'effondrement (zone en distension) (cette partie n'est plus enseignée en 1èreS, voir ancien cours, &2.4).

Ce qui est nouveau - à ma connaissance - dans l'interprétation des géophysiciens étudiant la plaque indo-australienne c'est l'apparition de tensions au sein de la plaque "océanique" (au sens d'une zone de tension-déformation en plein océan indien) qui se développe jusqu'au bord de la plaque qui plonge dans une subduction. La limite de plaque est intraocéanique et plus ou moins perpendiculaire à la limite de subduction.

image externe

Conclusion

La géologie appliquée fait partie inrégrante de la géologie. C'est une science de l''ingénieur qui met en application les connaissances géologiques dans des domaines aussi variés que l'hydrogéologie, la science des matériaux, la prospection pétrolière ou minière, la géothermie, le génie civil...

Remarque:
il est certain que l'on doit séparer la géologie des sciences de la vie. du fait de cette orientation économique et du fait aussi du côté non expérimental de certains pans de la géologie (comme science du passé et comme science de l'observation non testable). On peut concevoir de vraies sciences du vivant sans autre but que la connaissance, même si les développements les plus récents sont souvent orientés vers les biotechnologies (qui produisent) ou vers le domaine flou de la santé (qui vend quelquechose) qui tend de plus en plus à se substituer au domaine médical (qui soigne).

Ce n'est pas dans la géologie appliquée que l'on teste les modèles mais c'est grâce au modèles que l'on réalise ce pour quoi le modèle a été élaboré. Le titre du programme doit bien être compris en ce sens: il ne s'agit pas d'application du modèle pour la connaissance mais bien directement pour l'exploitation d'une ressource géologique.

Contrairement à ce que l'on fait dans une campagne d'exploration océanographique qui cherche à comprendre le fonctionnement d'une dorsale, une campagne à la mer en vue de l'exploitation des champs hydrothermaux a un objectif économique explicite.

La théorie de la tectonique des plaques, en tant que modèle unificateur en géologie, a permis d'envisager la recherche et conduit à la découverte de nouvelles ressources (notamment d'hydrocarbures) dans des contextes géologiques inenvisageables avant cette théorie.

Dans le cas de matériaux exploités depuis des temps ancestraux, la théorie de la tectonique des plaques sert davantage à comprendre qu'à envisager de nouvelles découvertes. Des savoirs anciens se sont vus ainsi intégrés dans la théorie.

5.1 - Un exemple de granite breton : le granite de Trégunc

TD7- Les granites bretons

Qu'est-ce qu'un granite ? Comment le granite arrive-t-il à l'affleurement ? Quelles sont les caractéristiques de quelques granites bretons exploités ?

Fin 2011 l'appellation "granite breton" est ou sera (?) protégée par le label IGP (Indication Géographique Protégée).

Cette partie est évidemment à cheval sur le programme de terminale.

Comment peut-on atteindre une température suffisante pour obtenir un magma granitique ?
Quelles sont les roches fondues, et en quelle proportion, pour donner un magma ganitique ?
Pourquoi 90% des granites (lato sensu) ont une composition chimique très voisine ?
Pourquoi la composition de la croûte continentale est-elle granitique (ou gneissique si l'on considère qu'elle est majoritairement métamorphisée) ?

Trois crobras (mal) redessinés d'après Mattauer, p47, 49
La croûte continentale est en ocre. Le manteau lithospérique est en vert plus foncé. Le plan courbe définit une zone de cisaillement au niveau de croûte qui est associé, en profondeur au plan de subduction ou de collision... Dans le crobar de droite on a représenté les zones les plus chaudes et profondes qui alimentent une bulle de magma granitique sui va donner le massif grantique. Enfin, à l'extrême droite l'érosion a dégagé le pluton qui apparaît à l'affleurement.

On distingue deux contextes géodynamiques (plus ou moins liés) pour le granite, associés tous les deux à la genèse de chaînes de montagne :
- dans un contexte de subduction continentale, la croûte continentale est entraînée à des profondeurs qui peuvent atteindre plus de 100 km.
- dans un contexte de remontée thermique, associée à une collision ou une subduction. Au cours de l'histoire d'une chaîne de montagne, on observe une remontée de chaleur (avec un bombement asthénosphérique ?) qui métamorphise les roches mais peut aussi atteindre la fusion. Dans ce cas un magma granitique peut apparaître au niveau de la racine profonde de la chaîne de montagne.

La bulle granitique remonte à la faveur de fractures (panaches, filons) et cristallise lorsqu'il devient trop visqueux, refroidi par la roche encaissante. Comme les granites sont des roches plutoniques solidifiées à relativement grande profondeur (de l'ordre de 20 km), on ne peut les observer à l'affleurement qu'après l'érosion de l'ensemble de la croûte qui les surmonte.

t2 - accrétion (basaltes et gabbros), bombement asthénosphérique

t3 - subduction océan/océan

t4 - collision (ophiolites)

t5 - collision, magmatisme et métamorphisme

t6 - chevauchements, plis, chaîne

t7- érosion, magmatisme

t8 - distension, magmatisme

Lors de l'expansion océanique, la genèse de croûte océanique se fait par formation de magma gabbroïques (géotherme Arc) et le métamorphisme (BP-HT) est pratiquement isobare (A) . Lorsque la lithosphère est assez ancienne, elle plonge dans l'asthénosphère. La lithosphère subductée subit un métamorphisme HP-BT. Lorsqu'une portion de la croûte est prise dans la collision (B) elle peut atteindre le solidus du granite hydraté et former un granite d'anatexie (B-t6). En fin de phase de collision, on observe une fusion partielle de l'asthénosphère chaude avec des magmas basaltiques et parfois de magmas granitiques (t8).

Silicates d'alumine marqueurs du métamorphisme SiAl₂O₅: andalousite (And), sillimanite (Sil), disthène (Dis).

Vademecum sur l'origine des granites, Pierre Thomas

L'origine des granite est donc finalement très variée et l'on peut aussi bien obtenir un granite à partir d'une péridotire mantellique seule (par cristallisation fractionnée, voir TD4) que d'une roche tant sédimentaire que magmatique.

Le site du granite breton est bien renseigné. Voir par exemple l'extraction, le façonnage, les traitements de surface, l'utilisation.

Il serait incohérent de parler de l'exploitation des granites, comme matériau de construction prinicipalement, sans citer l'utilisation de l'arène granitique comme granulat et les très nombreuses ressources minières ASSOCIÉES AU GRANITE : gisements stanifères et uranifères, gisements dans les auréoles de métamorphisme ...