ENSM-SE / processus naturels / terre_ronde

CHAPITRE 4

Les enveloppes rocheuses de la Terre

retour

 

début

 précédent     chapitre     suivant

 

 ( Valse à 3 temps ) précédente      page      suivante ( Idées Fortes )      

plan

E - La croûte terrestre et la lithosphère, interaction entre manteau et atmosphère

Rappelons la distinction opérée entre croûte et lithosphère :

1 -   la croûte, océanique ou continentale est héritée du fractionnement du manteau. Elle est mécaniquement rigide et transporte la chaleur par conduction, mais aussi par advection grâce aux liquides qui y circulent.

2 -   la lithosphère comprend la croûte plus la partie mécaniquement rigide du manteau sous-jacent. Ce manteau lithosphérique est complexe puisqu’il a souvent subi des extractions partielles ayant donné la croûte sus-jacente. Il est en outre traversé (Fig. 26) par des magmas  en provenance du manteau asthénosphérique convectif situé en dessous ou de plumes plus profonds, qui vont alimenter des plutons crustaux ou le volcanisme à la surface de la Terre. A l’exception des magmas, le manteau lithosphérique et la croûte profonde ne transportent la chaleur du manteau convectif que par conduction.

Fig. 26 : Advection magmatique dans la lithosphère.

http://faculty.weber.edu/bdattilo/parks/plume_cont.jpg

1 - Croûte et lithosphère continentale, une mémoire longue, mais effaçable

Parce que le premier constituant (70% environ) de la croûte terrestre est océanique et perpétuellement recyclé dans le manteau (en moins de 200 Ma. actuellement), c’est la croûte continentale,  constituée essentiellement de matériaux légers théoriquement non recyclés dans le manteau qui va nous fournir les principales archives.

Les fragments très anciens sont exceptionnels, d’une part parce ce que les premiers continents, partis de rien,  ont vu leur taille s’accroître progressivement (fig. 27), et d’autre part parce que s’ils n’ont pas été recyclés dans le manteau, ils peuvent avoir été « réinitialisés » comme par exemple lors des collisions entre plaques continentales.

http://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S0024493708002211

Fig. 27 : l’âge de la croûte continentale ;

les ronds représentent les pointements connus de komatiites

Les ensembles rocheux les plus anciens connus, Isua et Acasta, sont de tous petits fragments, et leur âge ne dépasse pas 4.03 Ga. D’autres noyaux de croûte continentale ont donné des âges qui s'étendent entre 4.03 et 2.5 Ga., période appelée archéenne.

Dans des roches légèrement plus jeunes, situées dans l’ouest Australien, des zircons (silicates de Zirconium) ont donné un âge de 4.2 Ga. Ils sont donc plus âgés que les roches qui les contiennent, ils sont « hérités ». Dans ces minéraux, le rapport Hf/Lu (Hafnium/Lutécium) est utilisé pour traduire le caractère continental (riche en Hf) ou au contraire mantellique (riche en Lu) de leur milieu d’origine. En effet, on sait que Hf présente une grande affinité chimique avec les éléments constitutifs de la croûte continentale, il est lithophile, alors qu’à l’inverse Lu n’est pas lithophile et donc tend à rester dans le manteau. Donc, dans les premiers âges de la Terre, tant que le processus de cristallisation fractionnée n’avait pas commencé le rapport Hf/Lu du matériau initial homogène est partout le même. Par contre avec le fractionnement de la croûte terrestre et la séparation en deux réservoirs distincts, manteau et croûte du matériel initial, le rapport Hf/Lu de l’un grimpe très vite (les petits bouts de croûte continentale formés) quand celui de l’autre décroît lentement (l’ensemble du manteau un peu modifié). Les zircons cristallisés dans l’un ou l’autre des deux réservoirs présenteront donc des rapports Hf/Lu très différents. Ensuite, ce caractère est quasiment inaltérable et ineffaçable. Les zircons étudiés en Australie par M. Harrison et J. Blichert-Toft ont ainsi été recyclés dans des roches plus récentes qu’eux, et ils témoignent de l’existence d’une croûte terrestre âgée de 4.2 Ga. au moins, soit à peine quelques 200 Ma. seulement après la fin de l’accrétion terrestre. Les premiers embryons de continents se seraient donc formés très tôt après la naissance de la Terre, estimée quant à elle à 4,56 milliards d'années. Mais les rapports en Hf/Lu des zircons de cette époque sont irréguliers, chaotiques, suggérant de multiples débuts de fractionnements suivis de ré-homogénéisations locales et re-différenciations donnant ces premiers zircons conservés. Ce n’est qu’à partir de 3.8 Ga. environ que la tectonique des plaques que nous connaissons aujourd'hui semble se mettre en place. Le rapport Hf/Lu des zircons augmente alors graduellement, prouvant qu’une extraction généralisée, progressive et largement irréversible cette fois se met en place à partir du manteau. Le système paraît avoir trouvé son rythme et sa pérennité. Parallèlement, les premiers lambeaux de croûte peuvent être conservés (noyaux archéens). Ceux qui étaient apparus préalablement, dans un milieu très chaud, turbulent et violent, ont tous replongé dans le manteau ou ils ont été recyclés.

Les premiers noyaux continentaux conservés se retrouvent au cœur des boucliers archéens (plages violacées de la figure 27) et occupent une surface bien inférieure à la surface actuelle des continents. En outre, leur répartition actuelle n'a évidemment rien à voir avec celle qu’ils occupaient à l’époque. Ils sont constitués par 3 grands ensembles de roches :

1.       les roches vertes (greenstone belts) qui forment des ceintures de laves constituées de komatiites (évoquées plus haut), de basaltes et d’andésites ; ces ensembles volcaniques présentent à la fois des caractères de roches  de dorsale océanique et des caractères de roches des zones de subduction. Mais Les schistes bleus n’y sont jamais observés. Or ces roches à glaucophane (bleue) sont caractéristiques du métamorphisme des basaltes dans les zones de subduction, où le gradient géothermique est inférieur à 400°C / GPa. Tous les schistes bleus connus sont âgés au  maximum de 800 Ma, conduisant  certains à considérer que la tectonique des plaques n’avait peut-être pas démarré plus tôt ? On sait que le régime thermique de la Terre jeune produit un volcanisme beaucoup plus magnésien (komatiites) et R. M. Palin et R. W. White (2016) ont montré qu’une composition chimique hautement magnésienne ne permet pas l’expression de la glaucophane dans les conditions du métamorphisme de subduction, mais au contraire à des schistes verts. Une naissance tardive de la tectonique des plaque, par ailleurs peu cohérente avec une convection estimée très active  dans le manteau chaud de l’Hadéen ou de l’archéen peut donc finalement être complètement écartée.

2 -   les roches granito-gneissiques, qui proviennent de la transformation métamorphique de granites et rhyolites et/ou de schistes argileux ;

3 -   les roches sédimentaires, qui témoignent de l'altération et de l'érosion par l'eau et/ou le vent d'anciens massifs rocheux dès cette période ; la roche sédimentaire la plus ancienne date de 3,8 Ga. (Isua, Groenland).

Reprenant Pierre André Bourque de l’Université de Laval (Québec) nous dirons qu'il est fort probable que des mécanismes comme ceux qui sont associés à la tectonique des plaques de nos jours ont joué un rôle comparable dès cette époque:

1 -    fusion partielle du manteau produisant des laves de dorsale et de zone de subduction;

2 -    métamorphisme dans des zones de subduction pour produire les terrains granito-gneissiques;

3 -    altération des premières roches formées, érosion et dépôt conduisant aux premières roches.

Les estimations de volume de la croûte continentale constituée à cette époque reculée (Fig. 28) sont encore très controversées. Les informations sont fragmentaires, difficilement déchiffrables, et encore moins aisément interprétables en termes de reconstitution géotectonique.

a - Des blocs ceinturés

Si la période archéenne correspond à la formation des premiers noyaux continentaux à la surface de notre planète, la période suivante, le Protérozoïque, correspond à la croissance des masses continentales autour de ces témoins de l’époque Archéenne, qui se retrouvent ainsi souvent bordés de « ceintures » d’âge décroissant (Amériques Nord et Sud et Australie en particulier).

Les terrains les plus récents notés 0-250 Ma. constituent deux types de ceintures orogéniques : l’une est coincée entre les blocs plus anciens Nord-Européen et Afrique-Arabie-Inde ; l’autre occupe une situation péri‑Pacifique tout à fait remarquable

Dans le premier type, dénommé ceinture orogénique de collision, ce sont des pans entiers de la mémoire continentale qui sont un jour repris dans l’étau d’une collision continentale comme celle qui crée les Alpes ou l’Himalaya actuellement. Lors d’un tel processus, deux blocs continentaux s’affrontent et leurs bordures comprimées se déforment et se chevauchent. Dans les parties profondes de la croûte sur-épaissie par cette collision, le métamorphisme et la fusion partielle viennent alors effacer largement les traces de l’histoire continentale antérieure. Quant-aux parties superficielles de l’édifice montagneux, elles sont alors largement soumises à l’érosion, et la mémoire continentale s’émiette ici dans les rivières et les océans qui bordent la nouvelle chaîne.

Dans le second type, dénommé ceinture orogénique de marge continentale active, les mêmes agents, métamorphisme et fusion partielle en profondeur, érosion en surface sont aussi en action. Dans les chaînes montagneuses qui surplombent des zones de subduction en bordure de continents (les marges actives des continents Nord- et Sud-Américain par exemple) se fabriquent depuis 200 Ma. environ des chaînes de montagnes qui remodèlent ainsi les bordures préexistantes de ces continents (les Rocheuses et les Andes par exemple). Mais parallèlement, c’est aussi principalement dans ces zones de subduction que de la croûte continentale nouvelle est susceptible de se former encore de nos jours (cf. § lithosphère et subduction). Il faut toutefois noter que les études récentes et détaillées de ces régions (dans les Andes par exemple) suggèrent à l’inverse qu’une fraction non négligeable de la base des continents puisse être scalpée par la plaque plongeante et entraînée avec elle dans le manteau. Le bilan de matière n’est décidément pas facile à évaluer.

La croissance des continents s'est faite surtout durant le Protérozoïque, entre 2.5 Ga. et 600 Ma., et l’on est à peu près certain que le volume des continents n'a finalement que peu varié durant les derniers 400 Ma. (Fig. 28). Cela signifie donc que les processus d’extraction des matériaux fusibles et légers du manteau terrestre sont maintenant globalement compensés par les processus d’introduction de ces mêmes matériaux dans le manteau.

Fig. 28 : croissance des continents.

Le Protérozoïque inférieur vient souvent recouper des blocs archéens. On a tout d’abord pensé que les formations protérozoïques sont venues s'ajouter autour de ces noyaux archéens, mais on considère de nos jours que cet Archéen formait de grands noyaux qui ont été fragmentés en microcontinents déplacés par la tectonique des plaques. Les matériaux protérozoïques se sont donc déposés dans des océans entre ces microcontinents, puis le puzzle se serait à nouveau rassemblé, coinçant les matériaux protérozoïques dans de nouveaux continents plus grands.

Vers 1.0 Ga. à 800 Ma., l’ensemble des continents de l’époque allait se trouver suffisamment rassemblés pour qu'on ose parler d'un méga continent, sorte de Pangée de l'époque, que l’on a appelé Rodinia , et l’océan mondial qui l’entourait, Mirovia. La valse des continents, leur rassemblement, leur déchirure et leur écartement ont donc certainement déjà l’allure qu’on leur connaît aujourd’hui.

b - Une hétérogénéité verticale et horizontale

Nous avons décrit la surface terrestre (croûte continentale en particulier) comme le résultat de l’extraction de matériaux à partir du manteau. Cette notion, qui d’ailleurs est valable aussi pour la croûte océanique, est basée sur un processus de fractionnement chimique qui enrichit l’un en appauvrissant l’autre. Mais la mécanique terrestre couple largement produits et producteurs et introduit une dichotomie rhéologique bien différente. Rappelons qu’elle oppose le manteau convectif (et particulièrement ductile dans la région de la LVZ, asthénosphère) à la couche limite conductive et rigide reconnue comme la lithosphère, indépendamment de tout caractère chimique. La partie sommitale du manteau, trop froide et donc rigide, appartient à la lithosphère dont elle constitue la base. Quant-aux produits de fractionnement du manteau, croûte continentale et croûte océanique légères, ils constituent le sommet de la lithosphère. La lithosphère constitue, entre le manteau et l'atmosphère, un équivalent de la couche D" entre le noyau et le manteau, avec les points de similitude essentiels suivants:

1 -    la lithosphère est une couche thermique limite (transport de la chaleur par conduction);

2 -    la croûte montre une grande hétérogénéité horizontale (océanique, continentale, nature et âge dans les continents);

3 -    la lithosphère reflète les interactions entre le manteau supérieur et l'atmosphère.

Ajoutons à ces critères de similitude avec la couche D" les caractères propres à la lithosphère :

1 -    la stratification verticale de la croûte océanique et la grande jeunesse du domaine océanique ;

2 -    le déplacement relatif des pièces du puzzle (plaques lithosphériques) qui la constituent, mais s’agit-il bien là d’une spécificité de la lithosphère;

Néanmoins, la différence de densité qui oppose croûte continentale et croûte océanique conduit à un comportement radicalement différent dans le temps :

1 -    La mémoire continentale est effaçable, le matériau continental reste largement piégé en surface, mémoire longue ;

2 -    La mémoire océanique est courte, et le matériau océanique retourne rapidement dans le manteau.

Il nous faut maintenant aborder l’extraction des matériaux mantelliques qui fabriquent ainsi la lithosphère.

2 – Croûte et lithosphère océanique Une mémoire courte de 200 Ma.

De nos jours, c’est au droit des dorsales océaniques ou des rifts continentaux (grandes fractures qui séparent des blocs) que la croûte nouvelle est formée. Sous ces structures, du manteau supérieur en cours d'ascension subit une décompression adiabatique. On retrouve donc, à une profondeur donnée, du manteau « anormalement » chaud par rapport à son environnement.

a - La lithosphère océanique est issue de la fusion du manteau dans les zones d'accrétion

Le resserrement vers le haut des isothermes se traduit dans la figure 12 (§ 4.C.2.b) par un géotherme terrestre très décalé vers les hautes températures (flèche 1), que l’on retrouve en pointillé rouge dans la figure 29.

 

 

http://svt.ac-dijon.fr/schemassvt/article.php3?id_article=187

Fig. 29 : fusion de l’asthénosphère par décompression adiabatique au droit d’une dorsale.

 

Lors de la chute rapide de pression que subit le manteau (adiabatique donc sans perte de chaleur ou presque) il franchit son solidus (sec), ce qui provoque sa fusion partielle, Lire MC - Geochim - Solidus - Liquidus - Hmiza & Mayembo.htm. Ce processus donne naissance à un liquide silicaté qui monte vers la surface et nourrit la croûte terrestre.

La figure 12 montre les champs de stabilité du solide, péridotites à plagioclase ou à spinelle ou à grenat selon la profondeur. Au-delà du solidus débute le domaine de l'équilibre solide + liquide (Fig. 29). La pente négative du solidus sec signifie que la pression favorise l'état solide. La composition chimique du liquide est différente de celle du manteau parent car, dans le manteau parent polyphasé (olivine, pyroxènes, et phase alumineuse cf. tableau 1), les minéraux les moins réfractaires sont ceux qui portent les alcalins et l’aluminium, clinopyroxène plus grenat ou spinelle. A l’opposé, les plus réfractaires sont les silicates magnésiens, orthopyroxène et surtout olivine. Une fois le solidus franchi, le trajet du système dans le plan PT° se rapproche du liquidus, ce qui signifie que le taux de fusion augmente (zone rouge Fig. 29). Les 2 petits cartouches gauches de la figure 29 montrent ce phénomène, mais ne rendent pas en compte de la plus ou moins grande fusibilité des différentes espèces, et donc de la différence de composition entre le liquide formé et le résidu solide.

Rapidement, tout le clinopyroxène et le grenat ou le spinelle de la lherzolite sont fondus ; la péridotite mantellique résiduelle n’est alors plus constituée que de minéraux réfractaires, l’orthopyroxène et l’olivine, on appelle cette péridotite une harzburgite. Inversement, le liquide formé dans cette fusion présente une composition chimique très marquée par celle des minéraux fondus préférentiellement (cf. Chp. 4.E.3.a). Si le DT° au-dessus du solidus augmente encore, la fusion des minéraux réfractaires commence, en engageant prioritairement l’orthopyroxène dans ce liquide ; lorsque tout l’orthopyroxène a disparu, la péridotite est devenue monominérale, on la nomme dunite, elle est extrêmement magnésienne.

Au liquidus, tout le solide étant fondu, la composition du magma serait identique à celle du manteau lherzolitique parent. Plus on déplace le géotherme vers les hautes températures et plus le début de la fusion commence profondément, et plus le trajet du système s’approche du liquidus. La composition très magnésienne des komatiites s’explique de cette manière, par une fusion profonde et un taux de fusion très élevé. C’est aussi ainsi que la croûte océanique actuelle prend naissance par fractionnement chimique à partir du manteau, mais à des taux de fusion et à une profondeur moindre qu’au premier jour de la Terre.

Au droit d’une dorsale océanique, les magmas arrivent presque en continu jusqu'à la surface en ligne directe du manteau sous-jacent anormalement chaud. Ils fabriquent la croûte océanique (Fig. 30a), constituée depuis la surface d’abord de basaltes en coussins (pillow lavas, Fig. 30b), puis d’une séquence de dykes d’alimentation (filons entrecoupés).

Fig. 30a : croûte océanique.

Fig. 30b : éruptions sous-marines :

sous faible tranche d’eau  à gauche et au centre : la lave refroidie en surface (noire) par l’eau (noter l’ébullition) craque sous l’effet de la poussée de la lave chaude. La fente (rouge) sert alors de filière pour l’extrusion de nouveaux coussins noter les stries laissée par l’extrusion ; à faible profondeur le refroidissement brutal de la lave est souvent accompagné d’une explosion des gaz contenus ;

à grande profondeur, sur les rides (à droite) la pression empêche cette expression des gaz.

En dessous des basaltes en coussin (Fig. 30a), on observe les roches plutoniques de composition similaire aux laves, qui sont un ensemble de chambres magmatique initialement situées sous la ride. Ces chambres ont lentement cristallisé en gabbros de plus en plus évolués vers leur toit (cristallisation fractionnée, Chp. 3.E.3.a), tout en fractionnant des laves plus ou moins variées. Enfin la base de la série est constituée de péridotites mantelliques variées, lherzolites fertiles qui ont donné par fusion partielle des reliquats réfractaires, harzburgite et dunites. Ces péridotites peuvent être lardées de pos chromifères, résultant d’une lente ségrégation du chrome.

Au droit de la ride on peut considérer que l'isotherme 1200°C qui constitue grossièrement la limite entre lithosphère et asthénosphère arrive pratiquement à l'affleurement. Il n'y a donc quasiment pas de lithosphère au niveau des dorsales. Seule la croûte est présente. La couche limite conductive est réduite ici à pratiquement rien, et une bonne part du transfert de la chaleur du manteau vers l’hydro-atmosphère se fait ici par advection, au niveau de la dorsale. Le gradient thermique est très fort, et l’évacuation de la chaleur est largement facilitée dans la croûte solide par la mise en place d’une cellule convective aqueuse (Fig. 31a), qui constitue une seconde entorse au transfert de chaleur seulement conductif dans la couche limite.

Fig. 31 : lessivage et hydratation de la croûte et du manteau au droit des dorsales :

a) schéma de lessivage;                                                 b) fumeur noirs;                                        c) anomalie du rapport (Al+Fe+Mn)/Al.

http://www.whoi.edu/oceanus/viewArticle.do?id=2400   http://earthsci.org/mineral/energy/geomin/geomin.htm

 

A 1000m de profondeur la T° d’ébullition de l’eau est de 310°C ; elle est de 370°C à 2000m et de 410°C à 3000m (http://www.divediscover.whoi.edu/vents/). En de nombreux évents, la température de l’eau dépasse la valeur du point critique 218 atm, 375°C.

La mise en place de ce thermosiphon est rendue très aisée par le grand nombre de fractures ouvertes qui accompagne l’énorme distension à laquelle est soumise cette zone tiraillée entre les deux plaques. Cette circulation d’eau supercritique lessive la croûte et le manteau sous-jacent, l'hydrate en transformant par exemple la péridotite du manteau en serpentinite, lui échange du Sodium contre du Calcium, et lui emprunte du Soufre, du Fer, du Manganèse... Très riches en métaux et en soufre, les sources très chaudes précipitent brutalement au contact de l'eau de mer des sulfures et des oxydes ou hydroxydes qui opacifient l'eau, leur donnant leur nom de fumeurs noirs, et construisent des cheminées sur le fond de l'océan (cf. poly LDC). On a pu les observer au cœur des rides océaniques depuis une quinzaine d'années environ (Fig. 31b). Ils rejettent des quantités considérables d'eau dont la température peut atteindre ou dépasser 350°C. L’énergie disponible est utilisée par une chaîne alimentaire complexe depuis des archéobactéries extrêmophiles pouvant vivre à des T° allant jusqu’à 105°C et très mal à l’aise en dessous de 85°C., jusqu’à des organismes supérieurs, mollusques, crustacés parfaitement adaptés, en passant par les célèbres vers vestimentaires Riftia (cf. Poly LDC).

L’enveloppe de l’anomalie de concentration en Fe et Mn (Fig. 31c) dans l'océan montre clairement d'une part la coïncidence avec la ride Est-pacifique (pointillé), et d'autre part l’influence des courants sur son étalement (flèches grises).

Les mesures effectuées sur les isotopes de l’hélium (He) sont, elles aussi, très significatives (Fig. 32). *

Fig.32 : panache enrichi en 3He.

 

Si l’isotope 4He est fabriqué par radioactivité (par irradiation du Be e du Li), 3He, lui, est formé par photodissociation à très haute altitude et il est alors rapidement perdu dans le cosmos car très léger, ou bien il est originel. En fait, l’Hélium est si léger que la Terre en perd toujours un peu dans le cosmos. Donc 3He de la haute atmosphère n'interfère pas avec l'hélium contenu dans la basse atmosphère ou l'océan. Or on constate que les sources qui jalonnent les rides océaniques contiennent une quantité anormalement élevée de 3He. Elles apportent la preuve que le manteau contient encore pas mal du gaz originel, et que le dégazage continue. En outre la taille importante du panache (Fig. 32, vue en coupe) montre encore l’importance de l’hydrothermalisme dans la chimie de l’océan. L'enrichissement en 3He hydrothermal est mesuré en comparant le rapport isotopique 3He / 4He de l'eau à celui de l'atmosphère. Les différences mesurées sont importantes et significatives, mais en toute rigueur, il devrait être tenu compte du fractionnement des isotopes de l'hélium au cours de l'évaporation.

En s’éloignant de la ride, la plaque, plus vieille (Fig . 33), se refroidit, et les interactions océan-lithosphère deviennent rapidement négligeables. La croûte n’évolue plus que fort peu, elle épaissit progressivement par-dessus, avec les sédiments qui viennent la recouvrir lentement, mais elle reste peu épaisse (<10km).

 

Bleu 186  150    120        90 (vert)       50     25    0 (rouge) Ma

Fig. 33 : âge du plancher océanique croissant symétriquement avec la distance à la ride.

http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/fliers/96mgg04.html

L’isotherme 1200°c plonge en s’éloignant de la ride et la lithosphère épaissit. Elle dépasse ainsi rapidement l'épaisseur de la croûte, dont la nature détaillée n'est pas évoquée ici (cf. poly LDC), et incorpore progressivement la partie sommitale du manteau (accrétion de manteau devenu froid). Ce manteau est partiellement différent du manteau initial car si la croûte est enrichie en matériaux fusibles empruntés au manteau, la fraction du manteau qui l’a produite est en revanche rendue plus réfractaire. On est donc amené à conclure que la lithosphère (croûte + manteau) n'est pas globalement différente du manteau primaire sous-jacent, en tout cas en domaine océanique. Le refroidissement de la lithosphère avec la distance à la ride et donc avec le temps est parfaitement corroboré par le flux de chaleur mesuré (cf. carte Fig. 5 in Chp. 1.D2). La contraction qu’il implique mène inévitablement à une inversion de densité, la lithosphère devenant plus lourde que le manteau sous-jacent. C’est semble-t-il pour un âge de l'ordre de 150 à 200 Ma. que cette inversion devient patente. Elle est alors susceptible d'engendrer une branche descendante d'une cellule de convection ? En tous cas, aucun plancher océanique plus vieux que 180 à 200Ma n’a jamais été échantillonné.

b - La lithosphère plongeante provoque la fusion du manteau dans les zones de subduction et fabrique de la croûte continentale

L’introduction d'eau dans le système mantellique caractérise toutes les régions qui, en surface, correspondent au plongement d’une plaque océanique, que ce soit au droit des guirlandes d'îles comme le Japon, ou au droit des “marges” continentale dites actives comme la cordillère des Andes. La tomographie sismique du manteau dans les zones de subduction (Fig. 16, § 4.C.3.b) montre qu'il existe un coin de manteau entre la croûte de l'arc et la plaque plongeante. Durant la descente, en se réchauffant et en se comprimant, la plaque libère l'eau d'hydratation qu'elle avait emmagasiné au voisinage de la dorsale, hier ou 180 millions d'années plus tôt, bien plus encore que pendant les millions d’années passées au fond de l’océan... C'est cette eau qui provoque la fusion partielle du manteau sus-jacent lorsqu'elle le traverse car, sous forte PH2O le manteau subit un abaissement important de sa courbe solidus (Fig. 12, § 4.C.2.b)). Rappelons que la morphologie du solidus humide est très incurvée vers les basses pressions (flèche 2 in fig. 12), recoupant largement les géothermes continentaux, ancien ou récent, et plus encore le géotherme océanique au niveau des dorsales.

L'analyse des roches volcaniques des zones de subduction ainsi que l'expérimentation montrent que les produits de la fusion mantellique hydratée sont très différents de ceux qu'engendre la fusion par décompression adiabatique du manteau quasi sec sous les dorsales. Au lieu de basaltes, qui contiennent 40 à 45% de SiO2, on obtient des andésites et des diorites, qui contiennent 50 à 60% de SiO2.

Le fractionnement des éléments lithophiles, légers comme Si, Na, K ou lourds comme U, Th, est alors maximum. Ces produits sont en outre de faible densité (d#2.8 au lieu de 3 pour les basaltes). Ils ne peuvent plus être recyclés dans le manteau et donnent naissance à de la croûte continentale, dont la composition chimique moyenne peut être assimilée à celle des diorites, roches intermédiaire entre les basaltes, liquides quasi indifférenciés, et les granites, qui constituent le terme le plus évolué de ce fractionnement.

La plaque subductée et déshydratée commence sa descente par le scalp de la majeure partie des sédiments qui viennent s’ajouter au prisme d’accrétion de l’arc ou de la marge active (Fig. 34).

Fig. 34 : Les sédiments marins de la plaque plongeante.

Ils sont rapidement scalpés par la plaque sus-jacente et fortement tectonisés en grossissant le prisme d'accrétion.

Une partie des sédiments restés solidaires sont sous-charriés avec la plaque plongeante sous le prisme ;

ils peuvent ensuite venir s’accréter au prisme par sous placage ou au contraire être subductés avec la lithosphère dans le manteau.

http://www.cnrs.fr/cw/dossiers/dosgeol/01_decouvrir/02_subduction/04_subduction_plaques/01_terrain/03a.htm

Les sédiments, de densité très basse (1.8 à 2.2 environ) et de cohésion faible, qui s'étaient déposés sur la plaque au fond de l'océan quittent ici la plaque océanique qui les portait et viennent s'accréter à la plaque supérieure au niveau de la fosse. La plaque subductée continue sa descente et enfouit alors avec elle les stigmates chimiques de son contact avec l'atmosphère, mais une partie de l’eau contenant du CO2 et du CH4 est libérée. Cette eau circule au voisinage du plan de subduction pour venir alimenter une ligne de sources chaudes jalonnant le front accrétion au fond de la fosse (cf. Poly LDC). En outre la subduction de la plaque s'accompagne de frottements intenses qui arrachent des fragments au soubassement de la plaque supérieure. Ces fragments du soubassement seront enfouis avec la plaque dans le manteau, avec les quelques lambeaux de sédiments qui auront échappé à ce rabot et seront restés solidaires de la plaque. Ils retournent avec elle au manteau. De même, plus loin dans la subduction, une petite fraction du matériau continental peut être raboté par la plaque plongeante et renvoyé dans le manteau.

Cette petite partie des sédiments portés par la plaque ou des fragments arrachés à l'arc ou au soubassement du continent réussira à atteindre le manteau supérieur, et elle modifiera (faiblement mais significativement) sa composition chimique et celle de ses produits de fusion partielle. C'est à travers ce processus que l'on imagine la contamination de la couche D" que nous avons envisagé plus avant. Pour M. Yoshida et M. Santosh 2011, le bilan de matière entre quantité de continent créé en zone de rift continental et quantité de continent perdu par le rabot de la subduction ne serait pas constant dans le temps. Le bilan continental serait positif dans les phases de séparation d’un supercontinent (continental breakup induit par un super-panache) et inversement, il serait déficitaire durant les phases de super-subduction qui sont le moteur du rapprochement des continents en un super-continent comme la Pangée.

3 - Le fractionnement magmatique

Deux types de diagrammes de phases suffisent à illustrer clairement le fractionnement des magmas (Fig. 35), dans l’espace de la composition représentée par 2 constituants A et B en fonction de la température T°.

a) corps purs A & B                                                                          b) solution solide complète A - B

Fig35 : Diagrammes de phases X vs. T° :

a - Le processus de fractionnement (cf. TP Axe GP)

Aux hautes T° considérées, le système magmatique est généralement entièrement liquide (monophasé) quelque soit la concentration, et aux basses T° considérées, le système est entièrement solide; il peut alors être polyphasé si les constituants A et B représentent des corps purs non miscibles, ou monophasé si les corps représentés par A et B sont miscibles en toutes proportions (solutions solides).

Entre ces deux états, initial et final, ces diagrammes nous montrent les domaines des compositions possibles pour le liquide et pour le solide. Ces domaines sont limités chacun par une courbe, lieu des points où la composition est fixée par la température. Ces deux courbes sont :

1 -   le liquidus, qui limite vers les basses températures le domaine des compositions possibles à l’état liquide;

2 -   le solidus, qui limite vers les hautes températures le domaine des compositions possibles à l’état solide.

Ces deux courbes sont toujours disjointes, sauf aux points d’abscisse A et B qui illustrent la cristallisation des corps purs représentés par A et B, et éventuellement en un point singulier de composition A/B défini, eutectique ou extremum. L’espace situé entre liquidus et solidus est donc un espace de composition impossible, tant pour le liquide que pour le solide.

Imaginons un liquide L0 de composition initiale C0, à la température T0(Fig. 35). Si la température s’abaisse, le liquide L0 rencontre le liquidus à la température T1. Débute ici la cristallisation du solide, dont la composition Cs0 est définie par le solidus. La composition de l’ensemble du système étant inchangée (C0), et le solide formé ayant une composition (CsT) différente de celle du liquide initial (C0), la composition nouvelle du liquide (ClT) s’écrit :

q.CsT + (1-q).ClT  = Cte       (ici C0 ),

q et 1-q sont respectivement les masses de solide et de liquide.

La cristallisation du liquide ClT  reprendra lorsque la température sera à nouveau descendue et recoupera le liquidus pour cette composition. La cristallisation d’un liquide peut donc être schématisée comme une suite d’incréments.

Arrêtons-nous un instant sur la composition du solide formé à chaque incrément :

1 -   Dans le cas des corps purs (A et B non miscibles, Fig. 35a), la composition du solide est fixe, soit A soit B ; La composition du liquide évolue avec la quantité de solide formé, jusqu’à avoir la composition de l’eutectique E.

2 -   Dans le cas des solutions solides (Fig. 35b), la composition du solide total est à chaque instant (chaque T°) celle du solidus ; elle varie donc avec le degré de cristallisation (i.e. la température). La cristallisation à l’équilibre impose donc dans le cas des solutions solides que le solide total formé réagisse à chaque incrément avec le liquide, pour donner un nouveau solide. Le rééquilibrage de la concentration du solide magmatique est rarement complet dans les magmas, en raison des vitesses de diffusion des éléments dans le solide. La composition du dernier liquide Cf, dépassera alors largement la composition prévisible (celle qui correspond à la température Tfc L0.

Les deux cas conduisent donc à une évolution de la composition de la fraction liquide magmatique au cours de la cristallisation. Dans le cas de la fusion du manteau par exemple, les minéraux les moins réfractaires (les premiers à fondre) seront différents en fonction de la profondeur (cf. Chp. 4.C.2). Mais qu’il s’agisse de spinelle ou de grenat, les deux sont riches en éléments alcalins et le liquide formé sera donc prioritairement enrichi en ces élément. Ensuite, le taux de fusion augmentant le volume de liquide formé augmente sans nouvel apport en alcalin. Il s’opère donc une dilution qui conduit vers des laves (basaltes) d’abord alcalines puis de moins en moins alcalines (tholéiites). Si pour une raison ou une autre il est opéré une séparation de tout ou partie de cette fraction liquide, on peut prélever toute une gamme de liquides de concentrations variées entre Ci et Cf , ou de mélanges liquide + solide en proportions variées. Ce processus intervient naturellement chaque fois qu’une fracture au toit de la chambre magmatique permet à une portion du magma de migrer, ou bien lorsque par accumulation du solide formé, il n’y a plus de contact entre l’essentiel du solide et le liquide restant. Cette évolution « en route » vers la surface (terme anglais), donne dans la croûte tout un ensemble de roches cogénétiques, plutoniques et/ou volcaniques

b - Depuis quand le fractionnement de la croûte continentale à partir du manteau supérieur fonctionne-t-il?

Si les processus terrestres sont capables d'opérer un fractionnement des isotopes des éléments très légers, les différences de masse entre les isotopes d'un même élément lourd, 87Sr et 86Sr par exemple, sont insuffisantes pour que les processus géologiques comme la fusion partielle ou la cristallisation les fractionnent. Mais une partie du 87Sr est d'origine radiogénique, elle provient de la désintégration du 87Rb (87Rb ® 87Sr +b),  et le rapport 87Sr / 86Sr ne cesse d'augmenter avec le temps, depuis la formation du système Terre, partout où il y a du Rubidium. La première utilité d'une relation linéaire de ce type est bien sûr d'offrir un chronomètre. La radio chronologie exploite ainsi bon nombre d'autres transformations de ce type, telles que:

238U®206Pb ;   235U®207Pb ;   176Lu®176Hf ;         40K®40Ar,   40K®40Ca ;      138La®138Ce,    138La®138Ba.

Parmi ces paires radiogéniques certaines présentent des contrastes de propriétés chimiques entre père et fils que l'on utilisera pour tracer les processus géologiques dans le temps. Par exemple, la paire d'éléments 87Rb®87Sr (colonnes I et II du tableau périodique respectivement) est très sensible aux processus de fusion et de cristallisation; Rb a une affinité beaucoup plus forte que Sr pour le liquide ou les volatils. Si le Rubidium a une grande affinité pour les liquides magmatiques, la fusion mantellique appauvrit donc le manteau solide (Rb/Sr = 0.03 in Fig. 36a) au profit du liquide.

Fig. 36: Evolution du rapport isotopique 87Sr / 86Sr ;

a) dans la croûte continentale,                                                               b) dans le manteau

Attention aux changements d'échelle 87Sr / 86Sr.

Le point de départ de la droite d'évolution de la valeur moyenne terrestre,

BABI (Basaltic  Achondrite Best Initial) est la valeur initiale estimée de la Terre au temps T0 .

La zone grisée balaye le champ possible de l'évolution, de 87Sr / 86Sr mininum à maximum.

Arrivé dans la lithosphère, ce liquide commence sa cristallisation. Celle-ci concentre encore le rubidium dans les derniers liquides, légers et à composition de granite, qui sont stockés dans la croûte continentale (Rb/Sr = 0.17 in Fig. 36a). On qualifie un tel élément d’hygromagmatophile ou de lithophile. Avec le temps, le rapport 87Sr / 86Sr de la croûte terrestre augmente donc inexorablement plus vite que celui du manteau (Fig. 36a) et de la moyenne terrestre. Inversement, celui du manteau voit sa croissance d'autant plus ralentie. Partant des valeurs mesurées aujourd'hui et dans des matériaux relativement anciens, provenant de la croûte continentale (Fig. 36a) et du manteau supérieur (Fig. 36b), on peut estimer que la construction massive de la croûte continentale et l'appauvrissement du manteau supérieur ont commencé vers 2.7 Ga. . Dans la figure 36, depleted mantle (3) reflète la valeur moyenne du manteau supérieur asthénosphérique actuel. Le manteau EM I (Enriched Mantle I) qui se situe sur la droite moyenne n’est en fait enrichi que par rapport au manteau supérieur actuel; il est donc proche d’un manteau n’ayant jamais été modifié (appauvri) par la fusion partielle responsable de la naissance de la croûte continentale (Primary Mantle issu de BABI). Mais il porte aussi quelques caractères chimiques de certains sédiments profonds qui permettent d’interpréter sa composition comme le mélange d’un manteau déprimé avec une once de sédiment recyclé dans ce manteau par la subduction. Nous sommes là aux confins de la cuisine des géochimistes. EM II représente quant-à lui un manteau lithosphérique (i.e. un manteau mécaniquement solidaire de la croûte) très riche en éléments lithophiles (comme Rb), résultant probablement d'imprégnations par des liquides magmatiques en route vers la surface. Récemment, B. Dhuime et al. (2015) ont utilisé un pool de 13000 échantillons de la croûte continentale pour montrer que les rapport Rb/Sr  peuvent être utilisés comme un indicateur la fois de la teneur en silice et de l'épaisseur de la croûte continentale. Ces échantillons étant datés (âges modèles Néodyme[1]) ils ont constaté que la croûte datant des 1.5 premiers milliards d'années de l'évolution de la Terre avait une faible teneur en silice et était de faible épaisseur. Nous sommes donc là en accord avec un magmatisme issu d’une tectonique pré-plaque, où l’extraction directe de la croûte à partir du manteau par fusion anhydre ne peut donner qu’une très petite quantité de granites, moins de 10% du volume de la croûte formée dans les rides médio-océaniques. Il n’aura pas fallu attendre plus longtemps que la mise en place d’une tectonique de plaques et la fusion hydratée dans les zones de subduction, soit d’après les datations de Dhuime et al. plutôt 3 Ga que les 2.5 Ga jusque-là admis, pour voir émerger une quantité importante de croûte continentale.

L’étude récente du Manteau Lithosphérique Sub-Continental (SCLM en anglais) a montré qu’en tout point de l’écorce continentale, son âge est corrélé à celui de la croûte sus-jacente (e.g.). Cette observation confirme que l’extraction de la croûte, qui se fait à partir du manteau, s’accompagne d’une accrétion du manteau sommital local. Nous avons vu que cette extraction de magma du manteau résulte de la fusion partielle de ce dernier, et qu’en fonction du taux de fusion, la minéralogie résiduelle du manteau évolue :

1 -    A des taux faibles, les phases calciques, alcalines et alumineuses, le clinopyroxène et le grenat (ou le spinelle, cf. tableau 1) sont encore présents

2 -    A taux élevé, seules restent les phases les moins fusibles, l’olivine et le orthopyroxène ; ces phases sont des solutions solides de fer et de magnésium, olivine = SiO4 (Fe-Mg)2 , Opx = Si2O6 (Fe-Mg)2 , qui comme tous les silicates ferromagnésien admettent le magnésium comme pôle de haute T° et le Fer comme pôle de basse T°. La fusion croissante, à température croissante de ces minéraux conduit donc à un solide résiduel de plus en plus magnésien.

Au terme de la fusion partielle qui fabrique la croûte sus-jacente, il reste donc un manteau appauvri en matériel entrant dans le liquide.

Dès 2001, Suzanne O’Reylly et al. ont mis en évidence que la nature du manteau lithosphérique varie considérablement avec l’âge de l’écorce, et qu’une distinction importante doit être faite entre lithosphère ancienne (archéenne) et récente. Un saut dans la composition chimique moyenne est bien marqué entre le manteau subcontinental très magnésien des régions à croûte archéenne, et celui des régions à croûte de la période suivante (Protérozoïque), qui semble en effet beaucoup plus calcique et alumineux (Fig. 37) ; ce contraste est peut-être encore plus marqué pour les régions “jeunes”, d’âge Phanérozoïque (les âges où la vie est abondante, <600 Ma.). Les auteurs ont remarqué à travers l’étude des enclaves de manteau remontées par les laves que les péridotites les plus capables de donner des liquides magmatiques, dites « fertiles » ; sont d’autant moins abondantes que l’âge de la croûte terrestre qui supporte les volcans est ancien. Les conduits volcaniques des volcans qui éjectent de telles enclaves en faible proportion ramonent donc un manteau au caractère appauvri (« depleted »), ce qui signifie qu’il a subi une fusion partielle importante caractérisée par son déficit en Na, Ca, Al par rapport à la lherzolite type, dite fertile. Les harzburgites dans la figure 37 sont des roches très « déplétées » selon cette terminologie. L’asthénosphère commence lorsque la ductilité du manteau s’affirme, ce qui correspond à la « molt péridotite » de la figure.

Fig.37 : Logs géochimiques vertical (en km) dans le manteau lithosphérique subcontinental,

datant de l’archéen (Sibérie et Canada), du protérozoïque et du phanérozoïque ;

On appelle lherzolite fertile des péridodites riches en Orthopyroxène et phase alumineuse (grenat), donc les moins réfractaires, par conséquent capables de donner naissance à des liquides magmatiques par fusion partielle.

Le reliquat de cette fusion, dépourvu de phase alumineuse est appelé harzburgite, plus ou moins appauvrie en clino puis en orthopyroxène, elle est appelée dunite lorsqu’elle n’est plus composée que d’Olivine.

Les fractions métasomatisées figurées en rouge représentent la fraction du manteau lithosphérique (rigide, tectoniquement associé à la croûte continentale sus-jacente) qui a subi des modifications de composition par réaction avec les liquides magmatique issus de la fusion partielle du manteau (y compris d’origine asthénosphérique venant du manteau sous-jacent.

Certaines péridotites subcontinentales montrent en outre un enrichissement anormal en alcalins et terres rares légères (La..Sm), qui résulte de la percolation de magmas et/ou de fluides venus du manteau asthénosphérique, en route vers la surface. Ce processus d’échange avec la roche environnante, qui tend à équilibrer chimiquement le liquide ou le fluide avec le solide qu’il traverse, s’appelle métasomatisme. La production de fluides ou de magmas dans l’asthénosphère étant liée à la convection, il s’agit là d’un phénomène pérenne qui a d’autant plus de chances d’avoir marqué la lithosphère de son empreinte que celle-ci est ancienne. Sur ce point, La figure 37 oppose clairement le manteau subcontinental phanérozoïque aux manteaux lithosphériques plus anciens.

Nous avions noté plus avant qu’aux temps archéens le manteau supérieur fertile (Lherzolite composée d’olivine, orthopyroxène clinopyroxène plus une phase alumineuse, cf. § C1 Minéralogie du manteau p 57-58) subissait une fusion partielle beaucoup plus intense que celle qu’il subit de nos jours en raison de la grande énergie thermique disponible, et que ce taux élevé s’exprime dans un volcanisme komatiitique (à la fois très chaud et magnésien) très différent du volcanisme basaltique moderne. Pour produire les basaltes modernes, les fractions fondues d’olivine et d’orthopyroxène sont faibles par rapport à celles qui sont engagées dans le processus de fusion partielle qui conduit aux komatiites. Il en résulte donc un liquide proportionnellement plus calcique, plus alcalin, plus siliceux (voir les compositions des deux minéraux prépondérants qui fondent en premier, le clinopyroxène et la phase alumineuse, au § C1) et par soustraction moins magnésien. A l’opposé, puisque le manteau qui a donné naissance au komatiites fondait beaucoup, il conduisait vers un résidu solide très appauvri (harzburgite et dunite). En outre le résidu solide des komatiites présente un rapport Mg/Fe fort, car en équilibre avec le liquide à une température très élevée, qui favorise le solide magnésien et le passage du fer dans le liquide.

Un tel manteau lithosphérique possède donc un poids volumique remarquablement faible par rapport au manteau normal (plus riche en éléments lourds Fe et Ca), et il reste de ce fait très solidement arrimé à la croûte sus-jacente, et vieillit avec elle. Inversement, le manteau subcontinental des régions les plus jeunes est rapidement plus dense que le manteau asthénosphérique, et très facilement entraîné par le manteau convectif, en particulier dans les régions de rift ; un tel manteau « délaminé » rejoint alors le manteau convectif et laisse place à du manteau plus jeune, peu déplété et peu ou pas métasomatisé. On parle de délamination, à l’image des composites vieillissants comme les plastiques des coques de bateaux

 

haut

 

retour

 

début

 précédent     chapitre     suivant

 

 ( Valse à 3 temps ) précédente      page      suivante ( Idées Fortes )      

plan



[1] De la même manière qu’avec les isotopes de Rb et Sr, la désintégration du 147Sm en 143Nd dans les minéraux d’une roche permet la construction d’une droite isochrone avec les deux rapports à l’isotope stable 144Nd : 143Nd/144Nd versus 147Sm/144Nd. Le Samarium rentre mieux dans les minéraux des basaltes que le néodyme, qui se trouve donc préférentiellement concentré dans les liquides magmatiques, puis dans la croûte granitique. L’extraction sélective du Sm vis-à-vis du Nd induit donc une lente modification du manteau qui produit les liquides par fusion partielle. On tient compte de cela en calculant ce que l’on nomme un « âge modèle Nd ».