1ere S COMPRENDRE L’EVOLUTION DU MODELE DE LA TECTONIQUE DES PLAQUES A L’AIDE DE MODELISATIONS NUMERIQUES (LOGICIEL MAGMA) Eric LECOIX, Lyc JH Fabre, Carpentras

Le Programme

Arthur Holmes, 1945 Ceci est le schéma original de Holmes. (A) Holmes propose que l'existence de courants de convection dans le manteau, sous un grand bloc continental (comme la Pangée, par exemple), crée dans la croûte continentale des forces de tension. Ces forces de tension vont contribuer à fracturer la croûte continentale, avec, dans les fractures ouvertes, des venues de magma provenant du manteau. (B) La cristallisation de ce magma va créer de la croûte océanique composée de basalte. Toujours sous l'influence de la convection, la nouvelle croûte océanique va elle aussi se fracturer et être infiltrée par le magma. 3

Anomalies dans les valeurs du flux océanique thermique un niveau des dorsales (appareil inventé par Edward BULLARD, 1954) Topographie des fonds océaniques par échosondage  dorsales et fosses (Marie THARP, Bruce HEEZEN, Maurice Ewing, 1956) H.H. HESS, 1960 Relation explicative entre relief au niveau des dorsales et anomalie thermique Milieu convectif à l’intérieur de la Terre, Arthur HOLMES,1945

D’après History of Ocean Basins, Expansion océanique: hypothèse de Hess D’après History of Ocean Basins, H. H. HESS, Princeton University, Princeton, N. J. 1 2 3 4 km/sec 5 km/sec 7,4 km/sec 8,1 km/sec 6,7 km/sec Serpentinized Temperature lower, fractures healed, velocity normal Seismic velocity decreased by higher temperature and fracturing, brecciation, dilatation Diagram to represent (1) apparent progressive overlap of ocean sediments on a mid-ocean ridge which would actually be the effect of the mantle moving laterally away from ridge crest, and (2) the postulated fracturing where convective flow changes direction from vertical to horizontal. Fracturing and higher temperature could account for the lower seismic velocities on ridge crests, and cooling and healing of the fractures with times, the return to normal velocities on the flanks http://svt.ac-dijon.fr/schemassvt/sommaire.php3

Péridotites appauvries Le modèle actuel Moho Péridotites appauvries Gabbros lités Gabbros massifs Basaltes en filons basaltes sédiments Remontée du manteau O P y Pl Magma peu évolué Fusion partielle bouillie Brassage / convection Magma différencié 8-10 5 2 Km PRESSION Température isotherme fusion de 6 % fusion de 15 % fusion de 3 % gouttes de liquide magmatique http://svt.ac-dijon.fr/schemassvt/sommaire.php3

Comment le modèle a pu être ainsi enrichi ?  Par des observations (exemple: exploration faille transformante Vema, IFREMER) Entre autre…  Par des modélisations analogiques et numériques qui ont permis de préciser les conditions de fusion partielle de la péridotite mantellique

Observations au niveau de la faille Vema (IFREMER) Thèse: Les zones de fracture océanique: L’exemple des ZF Vema et Romanche (Océan Atlantique), IFREMER - Brest 1992

Observations au niveau de la faille Vema (IFREMER) Basaltes en coussins

Observations au niveau de la faille Vema (IFREMER) Basaltes en filons

Observations au niveau de la faille Vema (IFREMER) Gabbros

Observations au niveau de la faille Vema (IFREMER) Péridotite

Observations au niveau de la faille Vema (IFREMER) Thèse: Les zones de fracture océanique: L’exemple des ZF Vema et Romanche (Océan Atlantique), IFREMER - Brest 1992

Observations au niveau de la faille Vema (IFREMER) Synthèse … et L’observation des ophiolites montre la même succession de roches ! D’après 1eS, Hachette

Ophiolite du Chenaillet, Montgenèvre Basaltes en coussins Péridotite serpentinisée Gabbros

D’après W M White 'Geochemistry' Modèle ophiolitique de croûte océanique Échantillons LPA Sédiments Basaltes en coussins Dykes : complexe filonien Gabbros isotropes Gabbros lités Péridotite à olivine, spinelle et pyroxène 7 km Manteau supérieur D’après W M White 'Geochemistry'

La disposition des roches suggèrent qu’elles ont la même origine…  Pour le vérifier (et valider le modèle actuel), il faut en faire une analyse chimique logiciel Magma (CNDP, 89 Euros version établissement)

Activité 1 : Comparer la composition chimique des roches de la croûte océanique Aller dans le menu fichier puis « entrer de nouvelles données » pour afficher le schéma - Choisir sur le schéma « basalte tholéitique » et « gabbro ». Relevez les compositions et comparez. Compositions identiques

Activité 1 : Comparer la composition chimique des roches de la croûte océanique On peut utiliser aussi le menu déroulant à droite « présélection » pour avoir accès à d’autres échantillons. Exemple:  Basalte et gabbro, bien que différents sur la plan minéralogique (voir observations microscopiques) ont des compositions chimiques identiques, ce qui souligne leur origine commune. Il faut à présent comparer leur composition avec celle de la péridotite

Activité 1 : Comparer la composition chimique des roches de la croûte océanique La composition de la péridotite ne figure pas dans les menus déroulants. Il faut la relever dans la notice du logiciel. Les données proviennent des travaux de Kushiro, 1996 (voir notice pour plus de détails) Synthèse des résultats:   Basalte Océan Indien Gabbro Océan Indien Péridotite initiale SiO2 51,4 50,7 43,7 Al2O3 17,2 16,1 2,7 (Fe,Mg)O 16,2 17,6 46,0 CaO 12,6 11,1 3,0 Na2O 2,5 3,2 0,3 K2O 0,1 H2O 0,0 Problème soulevé: La composition de la péridotite est très différente de celle des basaltes et gabbros océaniques. Cela semble en contradiction avec le modèle de formation des roches océaniques par fusion de la péridotite mantellique. On comprend alors la nécessité de réaliser en laboratoire des expériences de fusion partielle de la péridotite afin de mettre à l’épreuve le modèle.

Quelques informations préliminaires !!! Activité 2 : Modéliser des expériences de fusion partielle de la péridotite Quelques informations préliminaires !!! 1- Cristallisation / fusion partielle 2- Modélisations analogiques de fusion partielle

Activité 2 : Modéliser des expériences de fusion partielle de la péridotite 1- Cristallisation / fusion partielle Le logiciel magma ne permet de simuler que des phénomènes de cristallisation magmatique (et non de fusion). Ne pas oublier de préciser aux élèves que l’on admet que la fusion est le processus inverse de la solidification !!! Fusion 100% solide 100% liquide Solidification

Important pour ne pas être déconnecté du « réel » !!! Activité 2 : Modéliser des expériences de fusion partielle de la péridotite 2- Modélisations analogiques de fusion partielle Dans le menu « expérimentation », en choisissant « s’informer sur la fusion partielle », on explique de façon simplifiée le principe des expérimentations qui ont été réalisées (utilisation des cellules à enclume de diamant). Important pour ne pas être déconnecté du « réel » !!! On fait fondre des fractions infimes des échantillons en les chauffant (faisceau lazer) et en les comprimant dans une chambre formée par deux diamants taillés. Les diamants résistent à la pression et à la chaleur ; leur transparence permet de recueillir des informations et d’observer l’état de l’échantillon.

Activité 2 : Modéliser des expériences de fusion partielle de la péridotite Etape 1 : Créer un fichier « péridotite » Aller dans le menu « fichier » puis « créer de nouvelles donnée » Dans le champ « votre sélection », écrire « péridotite » Aller ensuite dans les champs « % Oxydes » et entrer les valeurs correspondant à la composition de la péridotite. Valider les saisies. Dans le champ « température », entrer 1500°, température à laquelle la péridotite fond totalement. Aller dans « fichier », « enregistrer sous » et enregistrer le fichier. Remarque: Pour retrouver le fichier sauvegardé, il faut aller dans « fichier » et « ouvrir un fichier de données »

Activité 2 : Modéliser des expériences de fusion partielle de la péridotite Etape 2 : Déterminer la température à laquelle la péridotite commence à fondre Ouvrir le fichier « péridotite » sauvegardé précédemment (« fichier » et « ouvrir un fichier de données »). Choisir refroidissement lent et température initiale de 1500° Faire OK. La simulation de cristallisation commence. On peut faire varier la vitesse de cette simulation en déplaçant le curseur. Elle s’arrête quand tout à cristallisé. Relever la température (=1326°). Si la cristallisation totale se fait à cette température, on peut donc supposer que la fusion partielle débute à 1326°

Cumulat = fraction solide Activité 2 : Modéliser des expériences de fusion partielle de la péridotite Etape 3 : Simuler une fusion partielle et suivre la composition du magma et de la péridotite résiduelle Le modèle prévoit une fusion partielle de la péridotite. On va donc refaire la simulation en marquant des pauses pour relever les pourcentages de fusion partielle et les compositions en oxydes des magmas Dans cet exemple, à la température de 1457°, la péridotite a subit une fusion partielle de 10% Cumulat = fraction solide Pause ici Magma = fraction fondue

Activité 2 : Modéliser des expériences de fusion partielle de la péridotite Etape 3 : Simuler une fusion partielle et suivre la composition du magma et de la péridotite résiduelle A t=1466° A t=1464° A t=1462° A t=1460° Fusion partielle Rappel: Composition du gabbro et basalte

Composition du gabbro et basalte Activité 2 : Modéliser des expériences de fusion partielle de la péridotite Etape 3 : Simuler une fusion partielle et suivre la composition du magma et de la péridotite résiduelle A t=1464° Fusion péridotite Composition du gabbro et basalte La composition chimique d’un magma obtenu par fusion partielle de la péridotite (1464°, 23%) est proche de celle des roches de la croûte océanique:  Le modèle est ainsi validé, on peut bien obtenir des basaltes et gabbros à partir d’une fusion partielle de péridotite.

Reste un problème en suspens…!!! Activité 3 : Devenir des magmas issus de la fusion partielle Reste un problème en suspens…!!! Comment un même magma de composition chimique connue peut il donner des roches différentes ??? ? A t=1464° Fusion péridotite

Activité 3 : Devenir des magmas issus de la fusion partielle On peut simuler alors des cristallisations du magma préalablement formé en faisant varier d’autres paramètres (vitesse de refroidissement par exemple) Remarque: Complémentarité avec observations et modélisations analogiques (vaniline vu au collège) Expérience de cristallisation avec le logiciel Magma A t=1464° Fusion péridotite Créer une nouvelle simulation Entrer la composition chimique du magma (obtenue précédemment avec 23% de fusion), ainsi que la température (t=1464°) Faire subir un refroidissment lent (=2). Noter les résultats. Refaire la simulation avec un refroidissement rapide(=9). Comparer avec les résultats précédents

Activité 3 : Devenir des magmas issus de la fusion partielle Expérience de cristallisation avec le logiciel Magma Résultats Refroidissement lent (= 2) Refroidissement rapide (= 9) Gabbro (grenu) Basalte (microlithique)

(propagation des ondes, tomographie sismique…etc) Activité 4 : Confrontation avec d’autres données - synthèse Après ces simulations, il est facile de comprendre qu’en laboratoire, on peut déterminer les conditions (température, pression) pour lesquelles la péridotite commence à fondre et de confronter ces résultats avec d’autres données: (propagation des ondes, tomographie sismique…etc) C’est par cette confrontation de données expérimentales et de mesures + observations in situ qu’a pu s’élaborer le modèle actuel de fonctionnement des dorsales

Activité 4 : Confrontation avec d’autres données - synthèse Ressources complémentaires proposées par le logiciel Magma Dans le menu expérimentation, on a accès à des données complémentaires: Diagramme de fusion des péridotites D’autres possibilités d’expérimentations en tenant compte du diagramme P,T Géothermes de la lithosphère océanique Ces données, par confrontation avec les simulations précédentes, permettront de localiser la fusion partielle de la péridotite.

Activité 4 : Confrontation avec d’autres données - synthèse Utilisation possible d’un tableur (B2i)

Activité 4 : Confrontation avec d’autres données - synthèse Mise en relation explicative avec des documents isothermes et déplacement de la matière dans le manteau supérieur modifié d’après J. Kornprobst bulletin APBG n°2bis 1989 200 km 1600 600 1000 1400 convection dorsale subduction

Image sismique de la dorsale Est-Pacifique Activité 4 : Confrontation avec d’autres données - synthèse Mise en relation explicative avec des documents Image sismique de la dorsale Est-Pacifique J.P. Morgan and Y.J. Chen (1993) LVZ 10 8 6 4 2 -2 3 Gabbros massifs Gabbros lités et cumulats Dykes basaltiques Laves basaltiques péridotites E W Distance (km / axe dorsale) Profondeur (km) 6.0 6.5 7.0 5.5 5.0 4.0 3.0 7.5 8.0 2.2 J.P. Morgan and Y.J. Chen (1993)

Activité 4 : Confrontation avec d’autres données - synthèse Mise en relation explicative avec des documents Principe de la tomographie sismique, modifié (schéma) et inspiré de http://nte-serveur.univ-lyon1.fr/geosciences/geodyn_int/tectonique2/tomo/tomo.html Si une onde sismique traverse un milieu dont les propriétés physiques (densité, modules élastiques) différent de celles du modèle moyen (par exemple PREM), elle arrivera en retard ou en avance par rapport aux prédictions de ce modèle. On en déduit alors des cartes de variations de VP et VS par rapport au modèle (notons que l'établissement de ces cartes nécessite la donnée d'un grand nombre de temps de parcours). » sect.1 : secteur où les ondes sont accélérées ; sect.2 : secteur ou les ondes sont ralenties sect. 1 sect. 2 foyer séisme vitesse normale vitesse augmentée vitesse diminuée Manteau coupe ‘’sismo-thermique’’ déduite de du traitement informatique des vitesses des ondes + froid + chaud

D'après : Steve Grand, 1997, modifié. Activité 4 : Confrontation avec d’autres données - synthèse Mise en relation explicative avec des documents Le code de couleur représente les anomalies de vitesse des ondes sismiques par rapport à la vitesse moyenne à la même profondeur. Ces anomalies de vitesses peuvent s'interpréter en terme d'anomalies de température (par rapport à la température moyenne à cette profondeur). On voit que la subduction andine (flèche bleue) est « visible » quasiment jusqu'à l'interface noyau-manteau. La lithosphère « froide » descend jusqu'à la limite manteau/noyau. Par contre, on ne voit aucune anomalie chaude profonde sous la dorsale pacifique (flèche rouge), preuve qu'une dorsale ne correspond pas à une remontée de matériel chaud venu des profondeurs. D'après : Steve Grand, 1997, modifié. Source : ENS Lyon http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/XML/db/planetterre/metadata/LOM-convection-mantellique-tectonique-plaques.xml

Activité 4 : Confrontation avec d’autres données - synthèse Mise en relation explicative avec des documents Profil sismique réflexion de la dorsale Est Pacifique (Inclus dans notice logiciel Magma) D’après Vera et al. (1990).

Activité 4 : Confrontation avec d’autres données - synthèse Mise en relation explicative avec des documents On observe que le moho est soulevé et s’interrompt sous l’axe de la dorsale et que la partie liquide se réduit à un disque magmatique situé juste sous la dorsale. Les réflecteurs de surface colorisés en vert correspondent au complexe filonien. La zone des réflecteurs affaiblis est appelée par les géologues « zone de transition » (tracé bleu). L’état des roches sous les traits bleus est interprété par les géologues comme une matière visqueuse à l’état de bouillie de cristaux. Profil sismique réflexion de la dorsale Est Pacifique (Inclus dans notice logiciel Magma) D’après Vera et al. (1990).