CHAPITRE 7 : LE MODÈLE GLOBAL DE LA TECTONIQUE DES PLAQUES
LES FAILLES TRANSFORMANTES Caractéristiques des failles transformantes : - pas de création, ni de disparition de lithosphère à leur niveau - mouvement de coulissage - forte activité sismique.
LES FAILLES TRANSFORMANTES
L'ÂGE DES SÉDIMENTS OCÉANIQUES Exemple d'une mesure entre le site 14 et l'axe de la dorsale. Le trait tracé avec l'outil règle doit être perpendiculaire à la dorsale. Valeur obtenue : 736.09 km pour un âge de 40 Ma.
L'ÂGE DES SÉDIMENTS OCÉANIQUES On remarque que plus on s'éloigne de la dorsale, plus l'âge des sédiments est ancien. En effet, le fond océanique éloigné de la dorsale mais fabriqué par celle-ci est forcément plus ancien. Il est donc recouvert de sédiments qui date de sa période de mise en place. Ils sont donc, aujourd'hui, de même âge que le fond océanique. La vitesse d'expansion varie selon les périodes géologiques. A la latitude 30 S, elle est de 4,4cm/an au cours des 76 derniers millions d'années. Exemple: Vitesse d'expansion pendant le Crétacé supérieur (30 de latitude Nord): 615 km en 33,9 millions d'années = 1,96 cm/an qu'il faut multiplier par 2 pour une vitesse d'expansion. Ce qui fait 3,9 cm/an. L'ouverture de l'océan Atlantique Sud a commencé au début du Crétacé, il y a 144 Ma. Cette date correspond à l'âge des sédiments les plus ancien qui sont actuellement près des côtes. On observe les sédiments les plus épais le long des côtes. Comme le fond océanique est le plus vieux à ce niveau, une grande quantité de sédiments a eu le temps de s'accumuler sur une épaisseur importante. Inversement, près de la dorsale, les sédiments ne sont pas épais.
LES POINTS CHAUDS En quoi le volcanisme de point chaud ne s'inscritil pas a priori dans le modèle de la tectonique des plaques? Déterminez la direction et estimez la vitesse de déplacement de la plaque Pacifique. Le trait d'échelle donne pour 1.6 cm = 1000 km. De Hawaï à Midway, on mesure 4 cm, soit 2500 km en 27 Ma. 250 MMMMMM V= = 9.26 cm/an 27 MMMM
ÂGE ET ÉPAISSEUR DES SÉDIMENTS
LA GÉODÉSIE SPATIALE Δlat Δt VV = ΔΔΔΔΔΔΔΔ tt ou VV = ΔΔΔΔΔΔΔΔΔΔ tt VV = 7 2,5 = 2,8 cm/an pour la latitude. Δlong VV = 15.5 2,5 = - 6,2 cm/an pour la longitude. Δt
LA GÉODÉSIE SPATIALE Latitude croissante (cm/an) Pour la station PAMA Longitude décroissante (cm/an) Longitude croissante (cm/an) Vlat = 2.8 cm/an Vlong = - 6.2 cm/an Latitude décroissante (cm/an)
LA GÉODÉSIE SPATIALE Stations Latitude en Longitude en Vitesse de déplacement en Latitude (cm/an) Vitesse de déplacement en Longitude (cm/an) EISL -27,14-109,38-0,6567 6,7942 BAN2 13,02 77,57 3,4822 4,4588 SEY1-4,67 55,47 1,1578 2,5934 BARB 13,08-59,60 1,5244 1,2426 KOUR 5,25-52,80 1,3009-0,4511 ANTC -37,33-71,53 1,0501 1,5433
LA GÉODÉSIE SPATIALE Entre les stations Pama et EISL ainsi que entre les stations BAN2 et SEY1 on observe une dorsale. Dans le 1er cas les stations vont dans deux directions opposées, c est donc normal qu on observe une frontière en divergence du type dorsale. Dans le 2ème cas les stations se déplacent dans la même direction mais la station BAN2 va plus vite que SEY1, elles s écartent donc l une de l autre avec encore une fois une dorsale entre les 2. Entre les stations BARB et KOUR ainsi qu entre les stations EISL et ANTC, on observe une zone de subduction. Les stations BARB et KOUR ont des mouvements dans des directions opposés, elles se rapprochent donc, c est donc logique de trouver une zone de subduction entre les 2. EISL et ANTC se déplacent dans des directions à peu près équivalentes, mais EISL va plus vite qu ANTC, donc ces 2 stations se rapprochent le long d une zone de subduction.
LA GÉODÉSIE SPATIALE
LA FORMATION DES ROCHES DE LA LITHOSPHÈRE OCÉANIQUE La composition chimique d'un basalte de la lithosphère océanique est proche de la composition du liquide issue de la fusion partielle de la péridotite pour un taux de fusion proche de 15%. La péridotite ne fond pas totalement, sa fusion n'est donc que partielle.
LA FORMATION DES ROCHES DE LA LITHOSPHÈRE OCÉANIQUE Géotherme : ce sont les conditions de pression et de température qui existent lorsque la profondeur augmente. Solidus: Cette courbe représente les conditions de pression et de température qu'il faut atteindre pour que la péridotite débute une fusion. Cette courbe sépare les conditions ou la péridotite est solide de celles ou la péridotite commence une fusion.
LA FORMATION DES ROCHES DE LA LITHOSPHÈRE OCÉANIQUE On remarque que les conditions de pression et de température du géotherme deviennent supérieurs aux conditions représentés par le solidus de la péridotite entre 20 et 90 Km de profondeur, c est donc à ce niveau que la péridotite asthénosphérique va fondre pour former du magma. On dit que le géotherme franchit le solidus.
LA FORMATION DES ROCHES DE LA LITHOSPHÈRE OCÉANIQUE La basalte a une structure microlithique, il est constitué de petits minéraux (microcristaux), de minéraux plus gros (phénocristaux) et d'une pâte volcanique (ou verre). La gabbro a une structure grenue, il est constitué de gros minéraux et de petits sans pâte volcanique. Leurs compositions chimiques est identique. Pourtant, ils proviennent tous les deux du même magma. Pourquoi ont-ils acquis des structures si différentes? Hypothèse : Ils n'ont pas refroidi avec la même rapidité.
LA FORMATION DES ROCHES DE LA LITHOSPHÈRE OCÉANIQUE
LE FONCTIONNEMENT DE LA DORSALE. Qu'observe-t-on dans l'axe de la dorsale?
BILAN 5 4 3 2 1 Moho Basalt en coussins (Pillow lavas) Gabbro Manteau lithosphérique Lithosphère océanique Manteau asthénosphérique 1 Fusion partielle. Mise en place du magma 2 Remontée du magma moins dense Cristallisation lente dans la chambre 3 magmatique ; mise en place des gabbros. 4 Remontée vers la surface du magma 5 Refroidissement brutal du magma : mise en place des basaltes Modèle de fonctionnement d'une dorsale à l'origine de la lithosphère océanique
BILAN