Annotations coursII

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Annotations des Figures du COURS II
Figure 7 : Profil Sismique COCORP (ligne en trait épais) traversant la province
tectonique du ‘Bassin and Range’ au Sud Ouest des Etats-Unis (Allmendinger et
al., 1987). Cette ligne s’étend sur plus de 1000 km de long et donc procure une
imagerie, non seulement des structures superficielles utiles pour la prospection
des hydrocarbures et des mines, mais aussi de l’ensemble des traits structuraux
contenus dans la croûte.
Figure 8 : Topographie digitale du Sud-Ouest des Etats-Unis (Carte de l’US
Geological Survey). Notez l’allure de la succession de bassins et montagnes
orientés NE-SW dans la province du ‘Bassin and Range’. Le profil de sismique
réflexion de la Figure précédente traverse cette Province.
Figure 9 : Sections de sismiques réflexions imageant les structures profondes
du ‘Bassin and Range’ (Allmendinger et al., 1987). Notez que la discontinuité
Moho est à 30 km de profondeur et que cette surface est quasi sub-horizontale,
bien que la surface ait une élévation moyenne de l’ordre de 1.5 km.
Figure 10 : Types de structures crustales possibles pouvant accommoder
l’extension qu’enregistre présentement la province tectonique du ‘Bassin and
Range’ (Allmendinger et al., 1987). Cette extension peut soit être accommodée
par des structures cassantes très superficielles ou des structures couvrant
l’ensemble de la croûte.
Figure 11 : Profil de sismique réflexion traversant la chaîne Himalayenne et
s’étendant sur le Plateau du Tibet (Nelson et al., 1996). Notez le plongement de
la croûte indienne en dessous de la chaîne Himalayenne.
Figure 13 : Sismicité générée autour du Bassin Méditerranéen (points en rouge)
couvrant la période de 1964 jusqu’à présent et publiée par le Centre
International de Sismologie (ISC). Les triangles bleus représentent les stations
sismiques qui ont servies à enregistrer cette sismicité.
Figure 14: Les points en rouge et les triangles verts représentent les séismes
ayant une magnitude inférieure à 4.5 et supérieure ou égales à 4.5,
respectivement. Noter que les Hauts Plateaux Algériens et la Meseta Marocaine
se déforment très peu, car très peu de séismes y sont localisés. Notez que les
séismes les plus dangereux sont localisés le long de la Chaîne Tellienne
couvrant surtout l’Oranie, l’Algérois et la Kabylie.

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Figure 15 : Notez que le séisme d’Agadir de 1960 bien qu'ayant une faible
magnitude (5.7) a occasionné 12000 morts. Ceci est du essentiellement aux
dimensions finies du Bassin élevée de Sousse, dans lequel a eu lieu le séisme.
Un phénomène de réverbération ou de résonance des ondes à trois dimensions,
dans leur propagation dans cette cuvette sédimentaire suspendue en altitude, a
engendré la catastrophe.
Figure 16 : Topographie digitale de la région Maghrébine (Thèse de Doctorat
de W. Beauchamp de l’Université de Cornell, Ithaca, N.Y., USA, 1998).
Figure 17: Les points en rouge et les triangles verts représentent les séismes
ayant une magnitude inférieure à 4.5 et supérieure ou égale à 4.5,
respectivement. Noter que les Hauts Plateaux Algériens et la Meseta Marocaine
se déforment très peu, car très peu de séismes y sont localisés. Notez que les
séismes les plus dangereux sont localisés le long de la Chaîne Tellienne
couvrant surtout l’Oranie, l’Algérois et la Kabylie.
Figure 18: C'est la première carte physio géographique de la région Maghrébine
établie par Weldon Beauchamp de l'Université de Cornell, New-York en 1998.
Cette carte dresse une différenciation entre les différentes provinces tectoniques,
sur la base de leurs histoires géologiques et séismotectoniques respectives. Il est
évidemment impossible d'assurer cette classification sans le paradigme
fondamental des Sciences de la Terre: la tectonique des plaques. La collision
entre la plaque Africaine et la plaque Eurasienne a édifiée une chaîne de
montagne sismiquement active en bordure des deux plaques: l'Atlas Tellien, le
Rif et les Alpes à l'autre bordure de la plaque Eurasienne. L'Atlas Saharien et le
système Atlasique Marocain sont des chaînes de montagnes actives aussi, mais
localisées loin de la bordure d'affrontement inter plaque; on les appelle des
montagnes intracontinentales. A l'origine ces chaînes intra plaques étaient des
"Rifts" qui se sont formés lors de l'ouverture de l'Océan Atlantique. Ensuite
quand la plaque Africaine est rentrée en collision avec l'Eurasie, il y a de cela
50-60 millions; ces rifts ont commencés à se refermer et édifier les actuel chaîne
de montagnes intracontinentales. Entre l'Atlas Tellien et l'Atlas Saharien se
trouvent les Hautes plaines; un bloc rigide non sismiquement actif et se dressant
à environ 1 km d'élévation. Il apparaît bel et bien évidemment qu'il est
impossible d'édifier un programme de prévention séismique efficace sans
comprendre les processus tectoniques qui ont sculptés la surface et la structure
profonde de la lithosphère maghrébine.

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Figure 20 : Vue aérienne du fond océanique de l'Océan Indien et de l'Océan
Atlantique à partir des données bathymétrique de B.C. "Heezen and M. Tharp",
1977. Notez que le milieu de l'Océan Indien est parcourue par une immense
échancrure ou vallée qui n'est que la dorsale Médio Océanique; source de
production de magma et de fabrication de la lithosphère océanique. Cette dorsale
est parcourue transversalement par des failles transformantes fonctionnant en
coulissage, et accommodant les différences des taux d'expansions à la dorsale
d'un point à un autre. Notez que la Mer Rouge est parcourue aussi au centre par
une Ride Médio Océanique. Cette Ride se prolonge jusqu'au "Rift East Africain"
et marque ainsi l'expansion de l'Océan Indien.
Figure 21 :Les échancrures, les fossés ou les vallées étroites et profondes
observées à droite sur le plancher de l’Océan Pacifique, représentent les fosses
océaniques: début du contact inter plaque entre la plaque océanique Pacifique et
les plaques continentales Indo Australienne (au Sud) ou Eurasienne (au Nord).
Figure 22: Notez la profondeur superficielle de l’axe central de la ride médio
océanique, et le caractère profond et symétrique de part et d’autre des deux
flancs de la ride.
Figure 23: Carte topographique de la surface des continents et du plancher
océanique. Au 17ème Siècle Francis Bacon nota que les contours des continents
s'imbriquaient de manière complémentaire; à l'image du continent Sud-
Américain et Africain. A la fin du 19ème Siècle Eduard Suess a même
reconstitué à l'aide d'un puzzle un méga continent duquel aurait éventuellement
dérivé des continents plus petits. Au début du 20ème Siècle Alfred Wegener
justifia cette dérive des continents; en montrant la similitude des affleurements
géologiques existant de part et d'autre de ces continents. De même il a fourni le
parallélisme de la faune et des espèces biologiques et animales y vivant de part
et d'autres. Ces nouvelles données observationnelles allaient scinder la
communauté scientifique en deux camps: les"dérivistes" qui croient en la dérive
des continents et les "fixistes" qui rejette en bloc cette idée. A la fin de la
seconde guerre mondiale, un programme scientifique américain a commencé à
fournir les premières observations de la topographie des fonds océanique (Voir
Figure 2). Ces cartes allaient permettre à Harry Hess en 1960, de déduire que la
lithosphère océanique se fabriquait aux rides Médio Océaniques. Cette idée fut
confirmé par "Vine and Mathews" en 1963 et "Morley and Larochelle" en 1964
qui ont expliqué la symétrie des anomalies magnétiques de part et d'autre de la
ride médio océanique; par le concept préconisé par Harry Hess.
Figure 24: Distribution spatiale de l’age des roches volcaniques de part et
d’autre des rides médio océaniques. Les affleurements en rouge ont un age très
récent. Ceux en bleues peuvent avoir jusqu’à 100 Millions d’années.

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Figure 25: Illustration de l’idée de Harry Hess, 1960. Ouverture océanique et
création du plancher océanique à la Ride.
Figure 26: La plus longue montagne au monde (en feux et dans un contexte en
divergence) n’est pas en surface mais dans les océans.
Figure 27: L. Sykes de l’Université de Columbia, Lamont Doherty, Palisades,
N.Y., 1967, démontra que les séismes localisés dans la Mer Rouge avaient un
mécanisme extensif et donc consolida l’idée d’expansion océanique suggérée
par Harry Hess, 1960. Figure de Al-Lazki et al., 2002.
Figure 28: Types de failles sismiques normales générées en contexte extensif.
Un bloc s’effondre par rapport à un autre.
Figure 29: Types de failles sismiques inverses ou en chevauchement, générées
en contexte de tectonique en compression. La faille destructive du séisme d’El
Asnam 1980 (magnitude=7.3) aura occasionné plus de 3000 morts et a engendré
la destruction quasi-totale d’une très belle petite ville. Cette faille était une faille
inverse ayant une longueur de l’ordre de 40 km, une profondeur de 15 km et un
déplacement relatif maximal de l’ordre de 6.6 m.
Figure 30: Type de failles sismiques en décrochements, générées en contextes
tectoniques où il y a présence de compression et d’extension ayant des
amplitudes globalement égales. La grande faille de San Andréas à l’Ouest des
Etats-Unis a un mécanisme en décrochement.
Figure 31: Vines and Matheux, 1963 et Morley and Larochelle, 1964; utilisant
les mesures du champ magnétique terrestre de part et d’autre de la ride
démontrent que la symétrie des anomalies observées, de part et d’autre de la
ride, peuvent aisément s’expliquées par l’idée d’expansion océanique proposée
par Harry Hess, 1960. En effet le magma éjecté à la ride, en se refroidissant va
figer le champ magnétique rémanent de l’époque, et de ce fait le plancher
océanique devient un véritable enregistreur de l’histoire des inversions du
champ magnétique terrestre. Ces observations du champ magnétique confortent
de manière supplémentaire l’idée d’expansion océanique proposée par Harry
Hess, 1960.

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Figure 32 : Hugo Bénioff de Caltech en Californie démontre l’existence de
plans inclinés constitué de séismes, localisés jusqu’à plus de 600 km tel
représenté par la Figure (a) ci-dessus. Cette portion séismique inclinée s’étend
sur une longueur horizontale de plus de 650 km (voir le schéma de section
horizontal de la Figure (b)). Cette séismicité à l'allure géométrique continue de
la surface jusqu’à des profondeurs de plus de 600 Kms est restée à l’époque une
véritable énigme qu’on n’arrivait pas à expliquer et justifier. Bénioff proposa
l’idée d’une faille inverse s’étendant jusqu’à 600 km. Cette idée s’avéra être
incorrecte; c’est plutôt une lithosphère océanique qui plonge très profondément
dans le manteau. La Figure qui suit en procure la démonstration. Cette
observation allait avoir des implications énormes quant à la dynamique qui
régissait globalement la déformation et le volcanisme observés à la surface de la
Terre.
Figure 33: Cette Figure représente, l’observation clé sur laquelle s’est articulée
la découverte du concept de la tectonique des plaques, unifiant ainsi toutes les
observations et paradigmes cumulés depuis le 17ème siècle jusqu’aux années
1960. Au Sud Ouest de l’Océan Pacifique, aux Nouvelles Hébrides, Bryan
Isacks, Jack Oliver et Lynn Sykes (de l’Université de Columbia, Lamont
Doherty, Palisades à New York), ont mené une expérience séismique. Ils ont
déployés des stations séismiques (triangles) de part et d’autre de la fosse
océanique. Le cercle plein représente un séisme profond. Ils ont remarqué que
l’onde P généré par le séisme profond, empruntant le trajet (a), et enregistrées
par les stations A localisées à l’avant de la fosse océanique, étaient
considérablement atténuées. Par contre les ondes P empruntant le trajet (b), et
enregistrées par les stations B localisées à l’arrière de la fosse, avaient des
amplitudes considérablement plus grandes que celles enregistrées en A. Ils ont
en déduit que forcément la lithosphère océanique fabriquée aux rides (Harry
Hess, 1960; Vine and Mathews, 1963; Morley et Larochelle, 1964) subductait
aux fosses océaniques et permettait la conduction efficace des ondes; justifiant
ainsi leurs très grandes amplitudes. C'est ainsi que le concept de plaque
tectonique est né. La plaque océanique né à la ride et est consommée à la fosse.
Bien que le concept de plaque est extrapolable aux continents. L'évolution de
ces dernières dans le temps, ainsi que les mécanismes qui régissent leurs
déformations intrinsèques, est de loin plus complexe que celles des plaques
océaniques.