Géodynamique

La géodynamique étudie tous les phénomènes naturels externes et internes et les forces mises en jeu qui affectent la planète Terre.
Nous envisagerons quelques uns de ces phénomènes.

1. Les phénomènes de divergence

Ils se produisent au niveau des dorsales médio-océaniques et des rifts continentaux (cf. carte. "Plaques tectoniques").

1.1. Zones de divergence continentale : les rifts

Ils apparaissent dans la lithosphère continentale qui subit succesivement

°un bombement sous l'effet de la chaleur du manteau et la naissance de mouvements d'extension
°un amincissement et une fracturation par étirement ; les 2 bords des failles normales divergentes se séparent donnant naissance par effondrement central à une vallée ou rift limitée de part et d'autre par une succession de panneaux surélevés ou horsts et de panneaux effondrés ou grabens (Ex: rift continental avorté Voges-Forêt Noire).
Ex; le Grand Rift africain qui sépare la Plaque africaine de la Plaque somalienne (Ex: rift actif type Afar).
°l'enfoncement du rift sous le niveau de la mer entraîne son envahissement par les eaux marines. Ainsi naît un nouvel océan (Ex: rift actif type Mer Rouge).

Fig. 1. Formation d'un rift

Les principaux phénomènes géodynamiques, outre les séismes peu profonds qui accompagnent la formation et l'évolution des rifts, sont des manifestations d'un volcanisme effusif (remontées de roches magmatiques basaltiques).

1.2. Zones de divergence océanique : les dorsales médio-océaniques.
C'est au niveau de segments de failles extensives disposés tout au long des chaînes de montagnes sous marines ou dorsales que 2 plaques naîssantes s'éloignent l'une de l'autre alors que dans la zone axiale on assiste à la remontée de roches basaltiques donnant naissance de part et d'autre à une nouvelle croûte océanique qui s'ajoute au plancher océanique existant : c'est le phénomène d'accrétion.
Ainsi le plancher du jeune océan s'élargit, on parle d'expansion du fond océanique.
C'est au niveau des grandes fractures qui parcourent le globe (rifts continentaux, dorsales océaniques) que les différentes plaques ont pris naissance).

Fig. 2. Expansion des fonds océaniques

Ailleurs sur la surface sphérique du globe, un autre océan commencera alors sa phase de fermeture et de disparition.

Trouve-t-on des vestiges des anciens fonds océaniques?

Oui, les géologues ont mis à jour des vestiges des océans disparus sous la forme d'une succession caractéristique de roches charriées sur le continent lors de la collision de plaques lithosphériques (par obduction, cf. bas de page) ; ce sont de la base au sommet :
°des sédiments marins profonds,
°des basaltes en coussin ou pillow-lava (la lave basaltique à 1200°C au contact des eaux froides à 2°C se vitrifie en surface et ne peuvant s'étaler, se solidifie sous forme de cylindres),
°des gabbros et des péridotites serpentinisées.

2. Les phénomèmes de convergence : les zones de subduction

Il y a subduction lorsqu'une plaque tectonique plonge sous une autre plaque de densité plus faible jusqu'à des profondeurs de 700 km où elle est recyclée dans le manteau.
Des phénomènes géodynamiques accompagnent cette subduction, ce sont des séismes notamment entre 300 et 700 km pour les plus profonds et des manifestations d'un volcanisme calco-alcalin : c'est le cas tout autour du Pacifique ("Ceinture de feu du Pacifique").

2.1. Convergence d'une plaque océanique et d'une plaque continentale.

La lithosphère océanique plus dense (densité=3,3) plonge sous la plaque continentale (densité=2,7). Sur le bord du continent se forme une chaîne de montagnes avec volcans (chaîne de subduction) : c'est le cas de la Cordillère des Andes, la Plaque pacifique subductant sous la Plaque Sud américaine.

Fig. 3. Rencontre d'une plaque océanique et d'une plaque continentale

Les principaux phénomènes géodynamiques qui accompanent la subduction sont:
- des séismes dont les hypocentres ou foyers se répartissent sur une surface plane inclinée (Plan de Benioff-Wadati) qui part de la fosse océanique et s'enfonce sous la plaque continentale jusqu'à des profondeurs de 700 km.

- un métamorphisme (transformations texturales et minérales à l'état solide) des roches crustales soumises à des températures et des pressions qui augmentent avec la profondeur.

L'enfouissement des matériaux froids de la plaque plongeante entraîne un métamorphisme Haute Pression-Basse Température, la formation de glaucophane, grenat et épidote (faciès schiste bleu et éclogite).

La plaque plongeante subit une augmentation de pression et une deshydratation. L'eau libérée passe dans le manteau lithosphérique de la plaque supérieure (au dessus du Plan de Benioff ) provoquant sa métasomatose.

- la formation de magmas : en effet, l'eau abaissant le point de fusion des péridotites du manteau, ces dernières subissent alors une fusion partielle (anatéxie) et une hydratation donnant des magmas calco-alcalins qui migrent vers la surface; si la remontée est lente la cristallisation a lieu avant d'atteindre la surface et des plutons (granodiorite et granite) s'individualisent.
Si la remontée est rapide des laves (andésitiques ou rhyolitiques) sont émises par des édifices volcaniques alignés parallèlement à la marge continentale, c'est un volcanisme explosif.

Fig. 4. Expansion océanique, subduction et métamorphisme
(adapté d'après C. Nicollet)

Fig.5. Subduction et métamorphidme

Trouve-t-on des vestiges de subduction ?
Oui, lors d'une subduction les minéraux de la plaque plongeante qui ont subi un métamorphisme croissant permettent de retouver "les environnements géologiques passés" ou "faciès géologiques"..

Faciès Schiste Vert
Température /Pression (P/T)	Minéraux	Type de métamorphisme
Moyennes Pressions/ Moyennes Températures MP/MT	épidote, chlorite, actinote	Zones de subduction
Faciès Amphibolite
MP/MT-HT Gradient géothermique 3°C/100m	hornblende, pyroxène plagioclases	Zones de subduction et Orogènes de collision
Faciès Schiste bleu
MP/BT	glaucophane, épidote, quartz	Zones de subduction
Faciès Granulite
MP/HT HP	orthopyroxène, plagioclase grenat, clinopyroxène, quartz	Zones de collision
Faciès Eclogite
HP/HT Gradients géothermique 1°C/100m	jadéite, grenat	Phases de subduction et d'obduction

Fig. 6. Faciès métamorphiques

°La grille pétrogénétique ci-dessous permet pour les roches basiques (pauvres en silice mais riches en ferro-magnésiens) constituant en grande partie les croûtes océanique et continentale, de définir les domaines de stabilité des minéraux pour différents domaines de Pression/Température on distingue ainsi plusieurs faciès métamorphiques entre 200 °C et 700°C limite de la fusion des roches (anatexie).

Fig. 7. Grille pétrogénétique

Quel est le moteur de la subduction?

Quand la plaque lithosphérique s'éloigne de la dorsale, l'épaisseur et la densité du manteau lithosphérique augmentent alors qu'elle se refroidit. Quand cette densité devient supérieure à celle du manteau asthénosphérique, au bout de 40 Ma environ, il y a rupture d'équilibre, il y a initiation de la subduction et la plaque bascule entrainée par gravité. Mais les frottements entre la plaque plongeante et le continent retardent de quelques millions d'années cette subduction.

2.2. Convergence de deux plaques océaniques
La plaque la plus vieille plus froide et plus dense plonge sous la plus jeune. Il se forme des chapelets d'îles volcaniques disposées en arc à concavité tournée vers le continent ou "arcs insulaires : c'est le cas du Pacifique Ouest (Japon, Mariannes) ou des Antilles, la Plaque américaine subductant sous la Plaque Caraïbe.

2.3. Convergence de deux plaques continentales.

La rencontre de 2 plaques continentales l'une mobile en cours de subduction portant une croûte continentale (schéma A sur la figure ci-dessous) et un continent porté par une plaque chevauchante considérée comme fixe entraîne :
-la fermeture progressive de l'océan par subduction (B) et la formation d'un prisme d'accrétion constitué par des sédiments océniques et des fragments de croûte océanique),

-la collision entre les deux croûtes continentales,

-le blocage de la croûte continentale qui a du mal à subducter dans le manteau sous la plaque continentale fixe à cause de sa densité plus faible (2,7 contre 3,3 et qui s'entasse contre le bord de la plaque continentale fixe,

-la formation d'une écaille tectonique conséquence des contraintes de convergence, qui se décolle de la plaque mobile suivant un plan de faille inverse et chevauche cette même plaque qui continue à se déplacer. Quand le chevauchement est de grande taille on parle de nappe de charriage; le même processus se manifeste sur le bord de la plaque continentale chevauchante mais le plan de faille se faisant en sens opposé,

-la formation et l'empilement d'autres écailles sous la première formant un prisme d'accrétion.

-l'épaississement de la croûte par raccourcissement provoqué par les contraintes de compression ajouté à l'empilement d'unités chevauchantes donne naissance à un relief (orogénèse), une montagne (chaînes de collision) en quelques dizaines de millions d'années (C).
La couverture sédimentaire plus ductile est afffectée par des plissements et des chevauchements. Sont portées en altitude des ophiolites qui témoignent d'un métamorphisme de la lithosphère et des plutons granitoïdes provenant de la fusion partielle (anatexie) des roches de la croûte continentale qui, remontant en surface, ont cristallisé avant de l'atteindre.

La base de la lithosphère surchargée par cet empilement s'enfonce progressivement dans l'asthénosphère chaude selon le principe d'isostasie qui est un phénomène qui conduit à l'équilibrage des masses suite à une surcharge de la lithosphère (naissance d'une montagne, d'un volcan, de dépôts sédimentaires, d'une calotte de glace). L'équilibrage est réalisé soit par la présence d'une racine à la base de la montagne soit par l'érosionqui modèle les reliefs et les arase progressivement soit par subsidence du fond des bassins qui s'enfonce progressivement sous l'accumulation des sédiments sur des épaisseurs considérables.

mise à jour 05.02.2017& 07.07.2020 & 05.08.2021