III-1. Mécanisme de l’expansion du plancher océanique

La croûte océanique est soumise à une dérive de part et d’autre de la dorsale. Cette expansion se fait selon le modèle de «tapis roulant». C’est le géologue Américain Harry Hess qui a conçu ce modèle en 1962 pour expliquer la formation et la dynamique de la croûte océanique. Ce modèle stipule que la «croûte océanique, créée au niveau des dorsales par des courants ascendants et enfouie au niveau des fosses océaniques par des courants descendants, est continuellement recyclée alors que la croûte continentale, à cause de sa légèreté, dérive à la surface de la Terre». En effet, au niveau de la dorsale, il y a accrétion de nouveaux matériaux issus du manteau. Il s’en suit un écartement des masses continentales à une vitesse moyenne de 1 à 10 cm/an : c’est l’expansion du plancher océanique.

III-2. Les éléments de preuve de l’expansion du plancher océanique

III-2-1. Le champ magnétique terrestre

Sur le plancher océanique, de nombreuses anomalies magnétiques sont repérables. Ces dernières sont liées aux inversions plus ou moins spontanées et irrégulières du champ magnétique terrestre et permettent donc de mettre en évidence l’expansion du plancher. En effet, la mesure du champ magnétique sur le plancher montre des zones pour lesquelles la valeur obtenue est supérieure ou inférieure à la valeur normale du champ magnétique.

De plus, le champ magnétique terrestre est fossilisé dans les laves basaltiques émises par les dorsales et dans les sédiments. Ces laves,  riches en magnétites (Fe₂O₃), acquièrent au cours de leur refroidissement les propriétés magnétiques du milieu. Durant la sédimentation, la magnétite contenue dans le sédiment s’oriente comme les aiguilles d’une boussole permet ainsi de «remonter le temps» pour déterminer la position des pôles à une époque géologique donnée.

On parlera de paléomagnétisme, c’est-à-dire l’étude des propriétés ou caractéristique du champ magnétique terrestre à une époque géologique donnée.

III-2-2. Etudes des sédiments forés

Les grands forages réalisés dans le plancher océanique montrent que l’épaisseur et l’âge des sédiments sont fonction de la distance qui sépare le site de forage à l’axe de la dorsale. En d’autres termes, au fur et à mesure qu’on s’éloigne de la dorsale, l’épaisseur et l’âge des sédiments croissent.

III-2-3. L’observation de l’alignement des lignes volcanique le long du pacifique.

Ces îles volcaniques sont le témoignage d’un point dit chaud situé dans le manteau. Ce point est fixe et ne se déplace point. L’alignement de ces îles volcaniques se fait selon un ordre précis : le volcan le plus récent occupe une extrémité de l’alignement tandis que le plus ancien occupe l’autre extrémité. Ainsi donc tandis que la position du volcan change tandis que celle du point chaud ne change pas, il semble clair que le plancher océanique s’expand.

III-3. Les conséquences de l’expansion du plancher océanique

III-3-1. La subduction

Il peut arriver que durant leur déplacement, deux plaques tectoniques se rencontrent et s’opposent l’une à l’autre. L’issu le plus souvent à cette opposition est le glissement sous l’autre de l’une d’elle, en occurrence la moins dense : c’est la subduction. Elle se produit en général entre une plaque océanique et une plaque continentale : la plaque océanique glissant sous la plaque continentale. Elle peut aussi avoir lieu entre deux plaques océaniques et dans ce cas, c’est la plaque la plus ancienne qui glisse sous la plus récente.

La subduction est à l’origine :

• Les séismes

Cette plongée dont les foyers sont de plus en plus profonds à mesure qu’on se rapproche de la plaque continentale ; toutefois, au-delà de 700 Km de profondeur, ces séismes n’apparaissent plus en raison de la fusion totale de la plaque océanique descendante qui s’intègre dans le manteau supérieur. En fonction de la profondeur, on distinguera les séismes superficiels (0-70 Km), des séismes intermédiaires (71-300 Km) et les séismes profonds au-delà de 300 Km de profondeur.

• Le volcanisme andésique

Rencontré dans les zones de convergence des plaques, ce volcanisme, très explosif est causé par une lave très visqueuse. En effet, le magma est très riche en silice (plus riche que les magmas basaltiques), mais aussi en gaz dissous.

• Le plutonisme

C’est la formation des roches par refroidissement du magma au cours de sa migration vers la surface de la géosphère. En profondeur, certaines roches sous les contraintes des variations de température, de pression et de pression des fluides vont fusionner partiellement. La conséquence à cette fusion est la formation de liquides qui vont s’amonceler en magmas. Ces magmas, du fait de leur température élevée et de leur faible densité vont migrer vers la surface et se refroidiront plus ou moins vite. Si le refroidissement est lent, on obtiendra des roches profondes telles que le granite et le gabbro; si le refroidissement est moins lent, on obtiendra des roches semi-profondes telles que  le microgranite et le microdionte.

Source : Vikidia, l’encyclopédie des 8 à 13 ans

III-3-2. L’obduction et la formation des ophiolites

L’obduction est le chevauchement d’une croûte continentale par une croûte océanique c’est-à-dire le recouvrement  d’une croûte continentale par une croûte océanique. C’est la réponse à une subduction manquée ou bloquée entre une croûte océanique normale subduite et une croûte continentale. La raison de ce blocage est liée à la présence d’un arc volcanique sur la croûte océanique l’empêchant de plonger dans le manteau. En réponse à cet échec de la subduction, la croûte continentale est déplacée dans une zone de subduction intra-océanique où elle plongera dans le manteau; mais à cause de sa densité plus faible que celle de l’asthénosphère, elle ne pourra pas s’enfoncer dans le manteau au-delà d’une soixantaine de kilomètre de profondeur. La conséquence est la formation des ophiolites qui sont des parties de la croûte océanique qui, ayant échappées à la subduction, ont obductées sur la croûte continentale.

III-3-3. La collision et ses conséquences

La collision est le choc qui survient lorsque deux plaques se rencontrent. Les conséquences sont nombreuses et variables en fonction de la nature des plaques qui entrent en collision. Au rang de celles-ci on peut citer la formation des chaînes de montagne, les volcans, les séismes, les chaînons.

III-3-3-1. L’orogenèse

C’est l’ensemble des processus géodynamiques à l’origine de la formation des reliefs d’une chaîne de montagnes. Les mécanismes de formation de ces reliefs sont les suivants

• Collision entre deux plaques océaniques

Ces plaques, convergentes au cours de leur déplacement, entrent en collision et l’une d’elles, en occurrence la plus ancienne et la plus dense, glisse sous l’autre et forme une zone de subduction. Digérée, progressivement par l’asthénosphère, la plaque enfouie fusionnera et formera du magma. Ce magma, chaud et moins dense que son environnement, migrera vers les régions superficielles du globe. Une partie de ce magma sera expulsé à la surface de la terre par éruption volcanique.

Titre : Collision entre deux plaques océaniques et formation d’une chaîne de montagne

Source : www2.ggl. ulaval.ca

• Collision entre une plaque océanique et une plaque continentale

Quand une telle collision se produit, la plaque océanique, plus dense glisse sous la plaque continentale. Il se crée une zone de subduction. La plaque océanique s’enfonce dans l’asthénosphère à une profondeur atteignant 100 Km. Elle y est digérée et le magma qui en résulte, riche en basalte, du fait de sa température et de sa faible densité montera vers la surface. Une partie de ce magma sera rejeté à la surface de la terre lors des éruptions volcaniques et il se formera des reliefs de volcan.

Titre : Collision entre une plaque océanique et une plaque continentale

Source : www2.ggl. ulaval.ca

• Collision entre deux plaques continentale

Lorsque deux plaques continentales de même densité et de même nature entrent en collision, ne pouvant pas à cause de leur faible densité plonger dans l’asthénosphère, elles s’accolent, se soudent et ne forment qu’une seule plaque. Les sédiments qui se détachent de chacune de ces plaques durant la collision vont former sur le bloc néoformé des chaînes de montagnes.

Titre :Collision entre deux plaques continentale

Source : www2.ggl. ulaval.ca

III-3-3-2. Le métamorphisme

C’est l’ensemble des transformations subies par une roche sous l’influence des conditions de température et de pression différentes de celles de sa formation. Elle se déroule dans les zones de subduction et de collision où les roches se trouvant à des profondeurs importantes sont transformées en roches métamorphiques sous l’effet des températures et/ou pression élevées.

Ces transformations sont :

• D’ordre structural 

Les minéraux sont disposés en bandes parallèles : on dit que les roches métamorphiques ont un aspect foliaire ou feuilleté. Les bandes peuvent être clivées : on parle alors de schistosité. A cause des contraintes tectoniques qu’elles ont subies, les roches métamorphiques ont toutes une structure plissée.

• D’ordre minéralogique

Les minéraux des roches métamorphiques ne sont stables qu’à des conditions de température et de pression données. Lorsque ces conditions changent, les minéraux deviennent instables et se transforment en d’autres minéraux, ceci au cours des réactions dites de métamorphisme. Ces réactions obéissent à certaines lois :

• Elles n’ont lieu qu’à des conditions de température élevées comprises entre 300 et 350°C.
• Elles sont réversibles : des variations de température et/ou de pression modifient l’équilibre de la réaction en faveur de la formation de nouveaux minéraux.
• Elles n’affectent pas de façon notable la composition chimique globale de la roche, seuls les minéraux sont changés : on dit que les réactions métamorphiques sont isochimiques
• Les fluides libérés au cours de la réaction ne participent pas à ladite réaction, ils quittent le milieu réactionnel
• La formation des minéraux ne se fait au hasard, mais elle suit un ordre précis.

III-3-3-3. Le plutonisme calco-alcalin

Il est caractéristique des zones de subduction croûte océanique-croûte continentale. La croûte océanique dense, de basse température-basse pression, est enfouie dans le manteau à des profondeurs importantes. Au cours sa plongée, elle se retrouve dans un milieu dont les conditions de température et pression diffèrent des siennes c’est-à-dire un milieu de basses températures-basses pressions. Ceci est à l’origine de la formation à partir des roches qui constituent la croûte océanique du magma et de nouvelles roches : c’est le métamorphisme basses températures-hautes pressions.

d- Les déformations et les failles inverses associées

Lorsque les roches sont soumises à des contraintes tectoniques, elles subissent des déformations

• Les plis

Ils sont le fruit d’une action compressive. Elles sont observées chez les roches qui sous l’action des forces compressives ne se sont pas cassées, mais plutôt pliées. En fonction de l’angle décrit par l’axe du pli, on aura des plis déjetés (0-45°), les plis déversés (45-89°), les plis couchés (90°). Si l’axe vertical et les affleurements sont symétriques, on aura un pli droit.

• Les failles

Elles consistent en une cassure et au déplacement des blocs formés de part et d’autre de l’axe de la faille. En fonction du plan de la faille, c’est-à-dire de la surface de glissement, on distingue la faille normale dont le plan est dirigé vers le bloc affaissé et la faille inverse dont le bloc supérieur est soulevé par rapport au bloc inférieur. La faille normale est le fruit des forces d’extension et la faille inverse et le fruit des forces de compression. En fonction de la structure sédimentaire ou pendage, on aura les failles conformes dont le pendage est orienté dans le même sens que celui des couches et les failles contraires dont le pendage est orienté en sens contraire de celui des couches.

III-3-3-4. Le métamorphisme associé à l’orogenèse

Au niveau des zones de subduction, la croûte océanique dense plonge dans le manteau et elle sera digérée par l’asthénosphère. Cette digestion produira du magma dont une partie cristallisera à l’intérieur du globe et formera de nouvelle roche. L’autre partie migrera vers la surface. Elle sera au cours d’une éruption volcanique expulsée à l’extérieur où après cristallisation elle formera un relief de montagne. En somme, il y’a eu formation d’un relief de montagne (orogenèse) à partir des roches issues de la transformation de roches préexistantes (métamorphisme)

• Climat du métamorphisme

Les types de climat du métamorphisme sont représentés sur la figure ci-dessous

Titre : Les différents types de climat du métamorphisme

Les climats sont :

• Un métamorphisme de basses pressions-hautes températures caractérisé par le passage Andalousite/Sillimanite et la fréquence de la cordièrite. Le gradient géothermique est important (10°C/100m). Il concerne le métamorphisme de contact.
• Un métamorphisme de pressions et températures moyennes caractérisé par le passage Disthène/Sillimanite et la fréquence de grenat. Le gradient géothermique est normal (3°C/100m). Il concerne le métamorphisme localisé dans les orogènes de collision
• Un métamorphisme hautes pressions-basses températures caractérisé par la présence de schistes bleus. Le gradient géothermique ici est faible (1°C/100m). Il correspond au métamorphisme d’enfouissement.

• Plutonisme associé à la collision

La collision entre deux plaques continentales de densités différentes entraîne l’enfouissement dans le manteau de la plaque la plus dense. Les roches de cette dernière seront digérées dans l’asthénosphère donneront des roches métamorphiques. Ces roches métamorphiques, dans des conditions extrêmes de températures et de pressions, fusionneront et produiront du magma dont une partie cristallisera précocement en profondeur et formera de nouvelles roches tandis que l’autre partie se froidira tardivement et formera aussi une nouvelle roche qui à la suite d’un réchauffement, se retrouvera totalement ou partiellement à la surface du globe sous forme de laves de magma qui après refroidissement donneront un massif appelé pluton intrusif.