Océanographie géologique Chapitre 1c Tectonique

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1 Tectonique des plaques Introduction La limite des plaques est l élément structural le plus significatif de la planète vu qu il reflète la dynamique interne de la terre (Fig. 1.32). La figure 1.3 illustre la géographie des plaques terrestres. La surface terrestre rigide ou lithosphère est divisée en une mosaïque de 7 plaques majeures et quelques plaques plus petites. Les plaques principales sont limitées par des rides océaniques, fosses et système de chaînes montagneuses récentes. Elles incluent les plaques pacifique, eurasienne, nord américaine, sud américaine, africaine, australienne et antarctique. La plus large est la plaque Pacifique, elle se compose presque principalement de croûte océanique et couvre environ 20% de la surface terrestre. Les autres plaques sont constituées de croûte océanique et continentale. Il n y a pas de plaques majeures constituées uniquement de croûte continentale. Les autres plaques incluent la Chine, les Philippines, l Arabie, Juan de Fuca, Cocos, Caraïbes et Ecosse ainsi que quelques autres qui n ont pas été définies précisément. Les petites plaques se forment à proximité des limites convergentes des plaques majeures où se produisent des collisions entre 2 continents ou entre continent et océan. Les petites plaques sont caractérisées par des mouvements complexes et rapides. Les plaques prises isolément ne sont pas des structures permanentes, elles sont en mouvement (i.e., rotation) permanent et changent continuellement de taille et de forme. Les plaques sans croûte continentale peuvent disparaître entièrement au niveau des zones de subduction. Une plaque peut changer de taille par accrétion de nouvelle croûte océanique le long de la marge passive. Figure 1.32 Tectonique des plaques Hamblin & Christiansen, 1995 Limites des plaques Il existe 3 types de limites de plaques: (1) divergente zone de tension où les plaques s écartent ; (2) convergente zone de collision où une plaque s enfonce dans le manteau ; (3) faille transformante zone de cisaillement où les plaques glissent latéralement. Chaque plaque tectonique est rigide et se déplace comme une unité mécanique (i.e., une partie bouge, toute la plaque bouge). Il y a relativement peu de modifications dans le centre de la plaque. Presque toute l activité tectonique se produit aux limites des plaques tectoniques. 22

2 Figure 1.33 Types de limite entre les plaques lithosphériques USGS web site Processus au niveau des divergences Les plaques se fragmentent et s écartent (Fig. 1.34). Lorsque la divergence se produit en milieu continental, un rift se développe, les fragments continentaux s écartent et un nouveau bassin océanique se développe (Fig. 1.35). Il s agit d une zone caractérisée par des tensions, provoquant des fractures, failles et fissures. La magma basaltique est injecté dans les fissures ou s épanche à la surface du plancher océanique. Le magma se refroidit et devient partie prenante des plaques en mouvement. Ce sont des zones les plus actives en ce qui concerne l activité volcanique sur terre mais peu spectaculaire, caractérises par des éruptions uniquement au niveau des fissures. L importance du volcanisme est soulignée par le fait que durant 200 Ma plus de 50% de la surface terrestre a été créée par cette activité volcanique au niveau des divergences. A l exception des rifts en Afrique et à l ouest de l Amérique du nord, toutes les zones de divergences sont submergées et donc non observables directement. Il existe des exemples de rifting continental à différents stades dans le monde, du stade initial (i.e., Est de l Afrique) vers la maturité (i.e., Océan Atlantique). Figure Divergence Gabler et al.,

3 Par exemple, la ride médio-atlantique s étend de l Afrique à l Arctique. Elle se caractérise par un taux d expansion de 2.5 cm/an (i.e., 25 km/ma). Il s agit d un phénomène lent mais qui cause des déplacements sur des milliers de kilomètres vu sa durée sur plusieurs millions d années. Vu la taille de la terre, la création de nouvelle croûte océanique doit être compensée ailleurs par un recyclage au niveau des limites convergentes. Fig Evolution au niveau d une divergence Hamblin & Christiansen, 1995 Processus au niveau des convergences Il s agit de zones où se produisent des phénomènes géologiques complexes avec activité volcanique, déformation crustale et surrection de chaînes de montagne (Fig. 1.36). Les processus dépendent de la nature des croûtes en collision. (a) Collision océan-océan: une des plaques océaniques passe sous l autre par subduction. La plaque subductée s enfonce dans l asthénosphère où elle s échauffe et est incorporée dans le manteau. (b) Collision continent-océan : la plaque continentale plus légère résiste et la plaque océanique s enfonce. (c) Collision continent-continent: il n y a pas de subduction possible, l une des plaques peut passer au-dessus de l autre pour une courte distance. Les deux masses continentales sont comprimées et les continents finissent pas s assembler en une seule masse continentale avec une chaîne de montagne qui souligne la suture. Dans les zones de subduction, l interaction entre les 2 plaques est visible sur les profils de sismique réflection. Les sédiments non consolidés s accumulent et constituent un prisme d accrétion. La zone de convergence se marque par une fosse océanique, le mouvement descendant de la plaque génère une zone inclinée d activité sismique. 24

4 Fig Types de convergences USGS web site Exemples de convergences: - Dans le Pacifique, la collision entre les plaques eurasiennes et philippines est responsable de la formation de l arc insulaire du Japon. - Au niveau de l Amérique du sud, les plaques sud américaines et Nazca se rejoignent et forment une fosse le long de la côte sud ouest américaine ainsi que la chaîne des Andes à l arrière. - Au niveau de l Océan Indien, la plaque australienne a heurté la plaque asiatique et engendré la chaîne himalayenne. Processus au niveau des failles transformantes Les failles transformantes représentent des zones de cisaillement où il n y a ni destruction, ni création de croûtes. Le mouvement est horizontal, parallèle à la faille. Le type de déplacement se transforme à l extrémité de la partie active de la faille. Par exemple, le mouvement divergent au niveau de la ride peut se modifier en un mouvement convergent au niveau de la zone de subduction. Différentes combinaisons sont possibles: ride-ride, ridefosse, fosse-fosse (Fig. 1.37). 25

5 Fig Processus au niveau des failles transformantes Hamblin & Christiansen, 1995 Le mouvement le long des failles engendre une activité sismique. La répétition de ces failles confère une forme de zigzag aux limites de plaques (e.g., ride médio-atlantique). Les failles transformantes n apparaissent qu exceptionnellement en milieu continental (e.g., Faille de San Andreas au niveau de la côte ouest américaine). Mis à part les trois types de limites évoquées précédemment, il existe d autres limites mal définies, impliquant plusieurs plaques et des micro-plaques (Fig. 1.38). Figure Limites des plaques non déterminées USGS web site 26

6 Déplacement des plaques Introduction Le mouvement d une série de plaques rigides sur une sphère est complexe. Chaque plaque se déplace comme une unité indépendante, dans des directions différentes et avec des vitesses différentes. La géométrie du déplacement d une plaque courbe sur une sphère a été développée par Euler au XVIIIème siècle. Cette théorie sert de base à l analyse du déplacement des plaques. La figure 1.39 montre le déplacement d une plaque par rapport à une autre, le long d un axe de rotation différent de l axe de la terre. Les différentes parties d une même plaque se déplacent à des vitesses différentes (vitesse maximale au niveau de l équateur, vitesse minimale aux pôles de rotation). Cette théorie peut se comprendre e considérant une plaque couvrant tout l hémisphère nord. Le mouvement se produit le long d un même axe de rotation. Le pôle de rotation reste fixe (point P), la vitesse de rotation est maximale au niveau de l équateur de rotation (point T). Les failles transformantes s alignent selon des lignes de mêmes latitudes par rapport au pôle de rotation. Les rides d expansion sont linéaires et généralement perpendiculaires au déplacement des plaques. L orientation des plaques permet de localiser le pôle de rotation. Figure 1.39 Théorie d Euler Déplacement le long d une sphère Hamblin & Christiansen, 1995 L indication du mouvement peut aussi être déduite des données sismiques, à partir de l âge relatif des différentes régions du plancher océanique ou selon l alignement des chaînes volcaniques ou seamounts. La compilation de ces données a permis de déterminer le déplacement des plaques tectoniques actuelles. 27

7 Sens des déplacements La figure 1.40 donne le sens de déplacement des plaques lithosphériques. - La plaque Pacifique se déplace vers le NW depuis l est du Pacifique vers la zone des fosses à l ouest, zone bordée de nombreuses petites plaques. - La plaque américaine se déplace vers l ouest depuis la ride médio-atlantique vers les plaques Pacifique, Nazca et Cocos. - La plaque australienne se déplace vers le nord. - Les plaques africaine et australienne montrent des situations différentes, elles sont bordées de rides mais ne sont pas associées à des zones de subduction qui permettraient d accommoder la nouvelle croûte formée au niveau de la ride. La plaque africaine se déplace vers le nord, vers la Méditerranée mais il n y a pas de compensation est-ouest depuis les rides atlantique et indienne. Les plaques africaine et antarctique sont apparemment élargies suite à la nouvelle génération de croûte au niveau des marges. Sans subduction, les rides doivent se déplacer. Les limites de plaques ne sont pas fixes mais peuvent se déplacer comme le font les plaques. Les plaques entre les rides sont continuellement élargies et les rides elles-mêmes se déplacent. La longueur des limites de plaque peut changer. Une ride constitue une zone de fracture dans la lithosphère qui ne peut devenir plus large avec le temps mais qui peut s allonger (e.g., ride médio-atlantique qui s est allongée depuis l ouverture de l Océan entre l Amérique et l Afrique). Figure 1.40 Déplacement des plaques lithosphériques Hamblin & Christiansen, 1995 Taux de déplacement Les inversions magnétiques du plancher océanique permettent de mesurer la vitesse relative de déplacement des plaques (Fig. 1.40), variant de 1.3 à 18.3 cm/an. La vitesse maximale est observée au large de l Ile de Pâques, la vitesse minimale au niveau de la ride Arctique. L échelle des inversions montre une alternance de polarités normale et inverse avec des intervalles irréguliers de à plus de 10 Ma. La carte des anomalies magnétique a été 28

8 dressée pour tous la surface des océans (Fig. 1.41). Cette carte montre des isochrones symétriques parallèles aux rides. La distance de la ride à une isochrone indique la quantité de croûte océanique créé pendant cet intervalle de temps. Au plus la bande isochrone est large, au plus vite la plaque se déplace. La figure 1.40 montre les déplacements relatifs. Les taux de déplacements sont très variables. Les plaques Pacifique, Nazca, Cocos et Indienne se déplacent plus vite que les plaques nord américaine, africaine, eurasienne et antarctique. Les plaques qui se déplacent le plus vite sont celles dont une large part est subductée ; les plus lentes n ont pas de limites convergentes ou elles incluent de larges blocs continentaux. Ces observations sont interprétées comme une évidence que les plaques tectoniques font partie du système de convection de la terre et que le déplacement des plaques résulte de la descente de plaque dense et froide dans le manteau. Des mesures précises de la vitesse de déplacement des plaques sont réalisées en couplant l émission d un faisceau laser et réception satellitaire. Figure 1.41 Taux d expansion océanique Lowrie, 1997 Moteurs de la tectonique des plaques Les forces impliquées dans le déplacement des plaques sont multiples (Fig. 1.42): - (1) l étirement («slab-pull») l étirement s exerce sur la plaque lorsqu elle descend dans l asthénosphère au niveau de la zone de subduction, cela n implique pas de tension, résulte de la différence de densité entre la plaque dense et l asthénosphère ; - (2) la poussée de la ride («ride-push») il s agit d un ensemble de forces agissant au niveau de la ride, engendrées par exemple par la différence d altitude entre la ride et la plaine abyssale ; - (3) le dragage par les basaltes («drag-basalt») cette force est liée à la traînée sur le fond suite au mouvement de la lithosphère relativement à l asthénosphère ; - (4) les frictions au niveau des failles transformantes ; - (5) les frictions entre les plaques convergentes au niveau des zones de subduction. 29

9 Figure 1.42 Forces impliquées dans la tectonique des plaques Hamblin & Christiansen, 1995 De nombreux géologues considèrent que si les plaques conservent une vitesse constante, les forces (1 + 2) sont compensées par (3+4+5). L n existe cependant pas encore de consensus sur les mouvements des plaques vu la difficulté de tester les actions possibles des forces. Différentes forces agissent en différents endroits de la même plaque. Généralement les géologues considèrent que la vitesse absolue dépend principalement de la proportion de plaque subductée. Par exemple, les plaques Pacifique et Cocos ont environ 40% de marges représentées par des zones de subduction et se caractérisent par des déplacements rapides (> 5 cm/an). Au contraire, la plaque nord américaine, qui a un faible pourcentage de marge subductée, se caractérise par des déplacements lents (1-3 cm/an). La force principale sera donc l étirement (force de type 1), la poussée due à la ride (2) sera moins importante mais significative dans le mouvement, la friction au niveau de la zone de subduction sera mineure (sa résistance retarderait la subduction). Globalement le mouvement des plaques est contrôlé par les plaques rapides avec pourcentage de subduction important. Les autres plaques se déplaceraient dans l espace entre les grandes plaques, sous l influence de forces mineures. Convection dans le manteau La convection dans le manteau est considérée comme le processus fondamental responsable du déplacement des plaques. Il existe différentes théories selon la nature de la convection et le lieu où elle se produit (Fig. 1.43). Plusieurs modèles considèrent que les plaques sont passives, transportées comme sur un tapis roulant. A une certaine profondeur sous la plaque lithosphérique, le manteau fondrait partiellement et pourrait fluer sous l action de forces exercées sur de longues périodes. Le déplacement se produirait le long de cercles ou cellules de convection. Ce processus implique des sources de chaleur (i.e., chaleur résiduelle terrestre, décroissance radioactive). Le matériel froid, dense descend puis se réchauffe, devient plus léger et remonte par gravité mais aussi sous l action de la poussée des injections de magma mantellique. Dans ce modèle, la subduction serait un phénomène passif, conséquence de l expansion au niveau des rides. Les distances entre les limites de plaques sont fixes, définies par la taille des cellules de convection. 30

10 D autres modèles considèrent que les plaques sont actives dans le processus. La subduction ne serait plus liée à la descente dans le manteau mais serait liée à la plus grande densité de la plaque froide. La convection serait alors une conséquence du mouvement des plaques et non l inverse. Ce modèle a été confirmé par différentes expériences : - (a) lorsqu un bain de métal fondu se refroidit, on constate la formation d une pellicule en surface, plus dense et plus froide que le liquide cette pellicule s enfonce dans le liquide mélangeant ainsi le métal fondu ; - (b) lors du refroidissement des laves à Hawaï, on constate la formation d une croûte, croûte qui tend à se déplacer et à s enfoncer. - Figure 1.43 Convection dans le manteau Hamblin & Christiansen, 1995 Une controverse persiste en ce qui concerne la taille des cellules de convection : elles seraient soit localisées dans la partie supérieure du manteau ou dans son ensemble (Fig.). Dans le modèle A, les cellules de convection sont limitées à l asthénosphère. Cependant la pénétration dans la lithosphère a été suivie d après les observations sismiques jusqu à 700 km. En dessous de 700 km, le manteau serait caractérisé par des cellules de convection différentes, plus lentes. 31