Revision sheet: Géodynamique des Plaques Lithosphériques

📋 Plan du Cours

1. Identification et caractéristiques des limites des plaques lithosphériques
2. Méthodes géologiques pour reconstituer les déplacements passés des plaques lithosphériques
3. Formation et évolution de la lithosphère océanique au niveau des dorsales
4. Diversité des dorsales océaniques selon la température du manteau et le magmatisme
5. Processus de subduction et caractéristiques géologiques des zones de convergence
6. Origine et diversité des roches magmatiques dans les zones de subduction
7. Mécanismes physiques et densité contrôlant le moteur de la subduction
8. Structures tectoniques et formation des chaînes de montagnes en zones de collision continentale

📖 1. Identification et caractéristiques des limites des plaques lithosphériques

🔑 Notions clés & Définitions

• Plaques lithosphériques : Segments rigides de la lithosphère terrestre, découpés en 12 à 15 principales plaques identifiées par la répartition des séismes et du volcanisme.

📝 Points essentiels

• Aux limites de plaques, on observe des déformations liées aux mouvements relatifs : convergence, divergence ou coulissage.
• Les zones actives géologiquement aux frontières confirment la mobilité horizontale des plaques lithosphériques.

💡 À retenir

Les caractéristiques géologiques et sismiques, telles que reliefs et déformations, permettent d’identifier et de différencier les limites des plaques lithosphériques.

📖 2. Méthodes géologiques pour reconstituer les déplacements passés des plaques lithosphériques

🔑 Notions clés & Définitions

• Points chauds : Sources fixes de panaches magmatiques qui percent la lithosphère océanique à intervalles réguliers, formant des alignements volcaniques dont l’étude de l’âge des laves permet de déterminer l’orientation et la vitesse des plaques lithosphériques dans le passé.
• Mesurer les déplacements : Procédé utilisant la géodésie spatiale, notamment le système GPS, pour quantifier précisément les mouvements actuels des plaques lithosphériques en mesurant la position en latitude et longitude sur plusieurs années, permettant de déterminer leur vitesse et direction.
• Champ magnétique : Force magnétique mesurée dans les roches, résultant de l’aimantation rémanente des minéraux ferromagnésiens, qui conserve la mémoire de l’orientation du champ magnétique terrestre lors de la formation des roches.
• Champ réel : On définit alors: - des anomalies positives : champ réel supérieur au champ théorique (en noir).

📝 Points essentiels

• Les anomalies magnétiques des roches océaniques enregistrent l’inversion du champ magnétique terrestre et permettent de dater la lithosphère océanique.
• Les alignements volcaniques liés aux points chauds fixes servent de repères pour déterminer l’orientation et la vitesse des plaques dans le passé.
• Le système GPS permet de mesurer précisément les déplacements actuels des plaques lithosphériques en latitude et longitude.
• La combinaison des données géodésiques, magnétiques, et des points chauds permet de quantifier les mouvements absolus et relatifs des plaques.
• Le mouvement des plaques, dans le passé et actuellement, peut être quantifié par différentes méthodes géologiques : études des anomalies magnétiques, mesures géodésiques, détermination de l’âge des roches par rapport à la dorsale, alignements volcaniques liés aux points chauds.
• Connaissant l'âge des laves de la chaîne des volcans , il est possible de déterminer l'orientation et la vitesse de déplacement des plaques au-dessus des points chauds.

💡 À retenir

Les alignements volcaniques liés aux points chauds fixes servent de repères pour déterminer l’orientation et la vitesse des plaques dans le passé.

📖 3. Formation et évolution de la lithosphère océanique au niveau des dorsales

🔑 Notions clés & Définitions

• Chambre magmatique : Réservoir situé sous la dorsale où le magma issu de la fusion partielle du manteau s'accumule avant de cristalliser.
• Croûte océanique : Ensemble des roches formées par la cristallisation du magma basaltique en surface et du gabbro en profondeur, constituant le plancher océanique.
• Lithosphère océanique : Alors rapide et se fait par magmatisme.

📝 Points essentiels

• La fusion partielle des péridotites de l’asthénosphère entre 20 et 100 km de profondeur produit un magma basaltique qui remonte vers la chambre magmatique sous la dorsale.
• Le magma cristallise en gabbro en profondeur et en basalte en surface, formant la croûte océanique.
• La divergence des plaques permet l’expansion océanique et la mise en place continue de nouvelle lithosphère océanique au niveau des dorsales.
• Pour ces dorsales lentes, la mise en place de la lithosphère océanique est donc essentiellement assurée par des phénomènes tectoniques : par le jeu de failles normales, dues à la divergence, ainsi que des failles de détachement, les péridotites du manteau affleurent en surface.

💡 À retenir

Le magma cristallise en gabbro en profondeur et en basalte en surface, formant la croûte océanique.

📖 4. Diversité des dorsales océaniques selon la température du manteau et le magmatisme

🔑 Notions clés & Définitions

• Activité magmatique : Par ailleurs, le manteau est nettement moins chaud : l’activité magmatique est faible et intermittente.

📝 Points essentiels

• Les dorsales rapides ont une vitesse de divergence supérieure à 9 cm/an, avec un manteau très chaud et une croûte épaisse.
• La diversité des dorsales s’explique par la température du manteau sous-jacent et le volume de magma produit.
• Dans les dorsales lentes, la lithosphère se forme principalement par exhumation tectonique des péridotites serpentinisées.

💡 À retenir

La température du manteau et le magmatisme contrôlent la morphologie et la pétrologie des dorsales océaniques, avec des différences notables entre dorsales rapides et lentes.

📖 5. Processus de subduction et caractéristiques géologiques des zones de convergence

🔑 Notions clés & Définitions

• Zones de subduction : Une répartition des séismes caractéristique, on constate que, plus on se déplace vers l’intérieur de la plaque chevauchante, plus les foyers sismiques sont profonds.
• Plan de Wadati-Bénioff : Plan précis matérialisant la plongée de la plaque subduite, avec des foyers sismiques allant jusqu'à 700 km de profondeur, indiquant la direction de la subduction.

📝 Points essentiels

• Les zones de subduction sont des marges océaniques actives avec une sismicité intense, comprenant des séismes superficiels à profonds, jusqu'à 700 km de profondeur.
• Les fosses océaniques associées à ces zones sont des reliefs négatifs profonds, comme la fosse du Japon atteignant 9500 mètres de profondeur.
• Le volcanisme explosif au niveau des arcs volcaniques est lié à un flux géothermique élevé, conséquence du magmatisme en lien avec la subduction.
• Les anomalies gravimétriques positives (volcanisme) et négatives (plaque froide plongeante) caractérisent ces zones.

💡 À retenir

Les zones de subduction sont des marges océaniques actives avec une sismicité intense, comprenant des séismes superficiels à profonds, jusqu'à 700 km de profondeur.

📖 6. Origine et diversité des roches magmatiques dans les zones de subduction

🔑 Notions clés & Définitions

• Les plis : Ondulations résultant de la déformation souple des couches de roches sous l'effet de contraintes tectoniques.
• Cristallisation fractionnée : Processus de différenciation magmatique où les minéraux cristallisent successivement lors du refroidissement du magma, modifiant la composition du magma restant.
• Dans les zones de subduction : Secteurs où la plaque océanique plonge sous une autre plaque, générant des magmas par fusion partielle du manteau hydraté et produisant un volcanisme explosif.

📝 Points essentiels

• La diversité pétrologique s’explique par la différenciation magmatique, notamment la cristallisation fractionnée modifiant la composition du magma.
• Le magma subit une contamination par les roches encaissantes lors de sa remontée, modifiant sa composition chimique.
• La fusion partielle du manteau hydraté sous l’arc volcanique est à l’origine de magmas riches en eau.
• La déshydratation de la plaque subduite libère des fluides qui favorisent la fusion partielle du manteau sus-jacent.
• Les roches magmatiques plutoniques , essentiellement des granitoïdes (Granite et Diorite) présentent une structure grenue qui révèle un refroidissement lent du magma en profondeur à l'intérieur d’un réservoir magmatique, et forment alors un pluton.
• Les roches magmatiques volcaniques , principalement des andésites et des rhyolites , présentent une structure microlitique qui révèle un refroidissement rapide du magma en surface à la suite d'une éruption.

💡 À retenir

La diversité pétrologique s’explique par la différenciation magmatique, notamment la cristallisation fractionnée modifiant la composition du magma.

📖 7. Mécanismes physiques et densité contrôlant le moteur de la subduction

🔑 Notions clés & Définitions

• Convection mantellique : Processus de circulation du manteau terrestre caractérisé par des mouvements descendants liés au plongement des plaques et des mouvements ascendants correspondant à la remontée du manteau.

📝 Points essentiels

• La subduction est déclenchée lorsque la densité de la plaque océanique, refroidie et vieillie, dépasse celle de l’asthénosphère.
• La densité de la plaque augmente avec son âge et sa distance à la dorsale, atteignant un seuil critique vers 50 Ma.
• Le poids de la plaque plongeante exerce une force de traction qui constitue le principal moteur du déplacement des plaques.
• La subduction induit des mouvements de convection mantellique avec des flux descendants (plongement) et ascendants (remontée du manteau).
• Généralement lorsque la plaque est âgée de 50 Ma, sa densité est telle qu’elle plonge.
• Ce plongement exerce une force de traction sur toute la plaque : il est le principal moteur de son déplacement.

💡 À retenir

La subduction induit des mouvements de convection mantellique avec des flux descendants (plongement) et ascendants (remontée du manteau).

📖 8. Structures tectoniques et formation des chaînes de montagnes en zones de collision continentale

🔑 Notions clés & Définitions

• Les failles : Des cassures dans la roche accompagnées d'un déplacement relatif des parties séparées, résultant de déformations cassantes sous contraintes tectoniques.
• Zones de collision : Des régions où deux plaques lithosphériques continentales de densité similaire convergent après la disparition de la lithosphère océanique, générant une forte compression.
• Plis : Des déformations souples des roches provoquées par des contraintes en compression ou en cisaillement sur une durée prolongée.
• Failles inverses : Des cassures où le bloc supérieur se déplace vers le haut par rapport au bloc inférieur, caractéristiques des zones soumises à une forte compression.
• Nappes de charriage : Une nappe de charriage est le résultat d'un mouvement tectonique horizontal de grande amplitude qui s'étend sur des dizaines de kilomètres, parfois plus et qui pousse une masse de terrain sur une autre.

📝 Points essentiels

• La compression intense dans ces zones génère des structures tectoniques telles que plis et failles inverses.
• Les nappes de charriage sont des empilements de roches déformées qui épaississent la croûte et forment une racine crustale profonde.
• L’épaississement crustal entraîne la formation d’une racine crustale sous la chaîne de montagnes, sans volcanisme mais avec une forte activité sismique.
• Contrairement aux chaînes de montagnes liées au niveau des zones de subduction , les chaînes de montagnes produites au niveau des zones de collision ne montrent qu'une forte activité sismique et pas d'activité volcanique.
• L'origine d'une chaîne de montagnes Dans un contexte de convergence, après disparition de la lithosphère océanique, deux lithosphères continentales, de même densité, peuvent s’affronter : c’est la collision.

💡 À retenir

Les structures tectoniques comme plis, failles inverses et nappes de charriage caractérisent les zones de collision, où l’épaississement crustal forme une racine profonde.

📊 Tableaux de Synthèse

Comparaison des dorsales océaniques rapides et lentes

Vitesse de divergence (cm/an)	Température du manteau	Caractéristiques principales
>9	Très chaud	Croûte épaisse
<9	Moins chaud	Croûte plus fine, magmatisme intermittent

⚠️ Pièges & Confusions Fréquentes

1. Confusion entre la divergence des plaques et la subduction.
2. Mélanger la formation de la croûte océanique avec la croissance de la lithosphère continentale.
3. Confondre les processus magmatiques liés aux dorsales et à la subduction.
4. Oublier que la déformation en zone de collision peut entraîner des nappes de charriage.
5. Confondre la profondeur des foyers sismiques en zone de subduction avec leur nature.
6. Mélanger les roches magmatiques plutoniques et volcaniques.
7. Confondre les structures tectoniques en zone de collision et en zone de subduction.

✅ Checklist Examen

1. Identifier les limites des plaques lithosphériques.
2. Expliquer la formation de la croûte océanique.
3. Comparer dorsales rapides et lentes.
4. Décrire le processus de subduction.
5. Lister les caractéristiques géologiques des zones de convergence.
6. Expliquer la diversité des roches magmatiques en zone de subduction.
7. Comprendre les mécanismes de la collision continentale.
8. Utiliser les méthodes géologiques pour reconstituer les déplacements passés.
9. Analyser les structures tectoniques en zones de collision.
10. Différencier les processus magmatiques en dorsale et en zone de subduction.
11. Identifier les caractéristiques des nappes de charriage.
12. Expliquer la formation des chaînes de montagnes en zone de collision.