Théorie de la tectonique des plaques
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Théorie de la tectonique des plaques Bien avant la formulation moderne de la théorie de la tectonique des plaques, il y eut une théorie précurseur, la théorie de la dérive des continents. La théorie de la dérive des continents La dérive des continents est une théorie proposée au début du XXème siècle par le physicien-météorologue Alfred Wegener, pour tenter d'expliquer, entre autres, la similitude dans le tracé des côtes de part et d'autre de l'Atlantique, une observation qui en avait intrigué d'autres avant lui. Les précurseurs et l’historique de la théorie de la dérive des continents En effet, dès le XVIIème siècle, les cartes géographiques de l'Atlantique étaient suffisamment précises pour que les esprits curieux remarquent un certain parallélisme dans le tracé des côtes de part et d'autre de l'Atlantique et tentent d'en trouver une explication. Cartes de l’Amérique et de l’Afrique par Guilielmo Blaeuw (XVIIème siècle) Ainsi, François Placet (1668), dans un mémoire intitulé : « La corruption du grand et du petit monde, où il est montré qu'avant le Déluge, l'Amérique n'était point séparée des autres parties du monde », propose qu'avant le Déluge il n'y avait qu'un seul bloc continental et que c'est par effondrement au centre de ce bloc que l'Atlantique a été créé et qu'il en est résulté deux blocs séparés. Il n'en fallait pas plus pour faire revivre la légende de l'Atlantide, ce continent qui, selon le philosophe et poète grec Platon, se serait abîmé dans l'Océan Atlantique au large de Gibraltar. Deux siècles plus tard, Antonio Snider-Pelligrini parle (en 1858) de séparation et de dérive dans son livre intitulé « La création et ses mystères dévoilés ». Selon lui, les continents se sont formés avant le Déluge (l'archétype de la catastrophe !), en un seul bloc, du même côté de la terre, à partir d'un bloc de roche en fusion. Le Déluge a mis fin à l'état d'instabilité de ce bloc en le refroidissant. Une gigantesque rupture s'est alors produite, entraînant la séparation des Amériques et du Vieux-Monde. Le second fils de Charles Darwin, George Darwin parle lui aussi en 1879 de mobilité des continents. Selon lui, à une époque très reculée, la Lune aurait été arrachée à la Terre, y laissant la gigantesque cicatrice du Pacifique. Ce grand vide aurait alors entraîné une fragmentation de la croûte granitique refroidie et un glissement latéral des masses continentales. Bien qu'on attribue la paternité du concept de la dérive des continents à Alfred Wegener, Frank Taylor fut le premier, en 1910, soit 5 ans avant Wegener, à formuler l'hypothèse que l'Atlantique a été formé par la séparation de deux masses continentales qui ont dérivé lentement l'une par rapport à l'autre. Taylor fondait son hypothèse sur la similitude du tracé des côtes de part et d'autre de l'Atlantique, mais aussi sur le fait qu'on retrouve des chaînes de montagnes sur les marges continentales opposées aux marges atlantiques, comme par exemples les Rocheuses en Amérique du Nord et les Andes en Amérique du Sud. Ces chaînes se seraient formées par un effet de « bulldozage » causé par la dérive des continents. Mais la démonstration de Taylor est apparue trop compliquée et n'a pas réussi à convaincre ses contemporains. Cinq années plus tard, en 1915, Alfred Wegener énonça, sans connaître semble-t-il les travaux de Taylor, l'hypothèse de la dérive des continents. Faits étayant la théorie de la dérive des continents Wegener avançait des « preuves » pour appuyer sa théorie. Il serait plus juste de dire qu'il apportait des faits d'observation qui pouvaient être expliqués par une dérive des continents. Arguments morphologiques Parallélisme des côtes Certains continents s'emboîtent aisément l'un dans l'autre, comme l'Amérique du Sud et l'Afrique. On observe en effet un certain parallélisme des lignes côtières entre d'une part les Amériques et d'autre part l'Europe - Afrique. Cela suggère que ces deux ensembles constituaient deux morceaux d'un même bloc. Ceci amena Wegener à concevoir que dans un passé lointain (remontant à l’ère Primaire) toutes les masses continentales étaient réunies en un mégacontinent unique, la Pangée, qu’il opposait à une mer unique, la Panthalassa. La Pangée aurait été ultérieurement fragmentée par des mouvements de distension au cours du Secondaire et du Tertiaire. Correspondance des structures géologiques. Cela n'est pas tout que les pièces d'un puzzle s'emboîtent bien, encore faut-il obtenir une image géologique cohérente. Dans le cas du puzzle des continents, non seulement y a-t-il une concordance entre les côtes, mais il y a aussi une concordance entre les structures géologiques à l'intérieur des continents, un argument lourd en faveur de l'existence du mégacontinent Pangée. La correspondance des structures géologiques entre l'Afrique et l'Amérique du Sud appuie l'argument de Wegener. La carte ci-dessous montre la répartition des blocs continentaux (boucliers) plus vieux que 2 Ga (milliards d'années)selon la géographique actuelle. Autour de ces boucliers, les chaînes de montagnes plus récentes ont des âges allant de 450 à 650 Ma. Les traits indiquent le « grain » tectonique de ces chaînes. À remarquer, dans les régions de São Luis et de Salvador au Brésil, la présence de petits morceaux de boucliers. Le rapprochement des deux continents (carte ci-dessous) montre qu'en fait les deux petits morceaux des zones de São Luis et de Salvador se rattachent respectivement aux boucliers ouest-africain et angolais, et qu'il y a aussi une certaine continuité dans le grain tectonique des chaînes plus récentes qui viennent se mouler sur les boucliers. L'image du puzzle est cohérente. La correspondance des structures géologiques entre l'Amérique du Nord et l'Europe confirme aussi l'idée de Wegener. Les trois chaînes de montagnes, Appalaches (Est de l'Amérique du Nord), Mauritanides (nordest de l'Afrique) et Calédonides (Iles Britanniques, Scandinavie), aujourd'hui séparées par l'Océan Atlantique, ne forment qu'une seule chaîne continue si on rapproche les continents à la manière de Wegener. Les géologues savaient depuis longtemps qu'effectivement ces trois chaînes ont des structures géologiques identiques et qu'elles se sont formées en même temps entre 470 et 350 Ma. Arguments stratigraphiques Certaines parties de continents aujourd'hui disjointes témoignent de séries de strates très semblables : ainsi en va-t-il pour l'Amérique du Sud, l'Afrique, Madagascar, l'Inde et l'Australie, dont les séries permo-triasiques sont étonnamment semblables ; d'où naquit l'idée d'un continent du Gondwana (regroupant tous ces continents actuels) morcelé par la suite. Dans le même ordre d'idées, le rassemblement des dépôts glaciaires du Carbonifère, d'un côté, et des dépôts houillers de la même époque, de l'autre, constitue un argument de plus en faveur de la Pangée de la fin des temps primaires Le monde au Permo-Carbonifère, d'après A. Wegener (1915). Les traces d'anciennes glaciations. On observe, sur certaines portions des continents actuels, des marques de glaciation datant d'il y a 250 millions d'années, indiquant que ces portions de continents ont été recouvertes par une calotte glaciaire. Il est plus qu'improbable qu'il ait pu y avoir glaciation sur des continents se trouvant dans la zone tropicale (sud de l'Afrique, Inde). De plus, il est anormal que l'écoulement des glaces, dont le sens est indiqué par les flèches, se fasse vers l'intérieur d'un continent (des points bas vers les points hauts), ce qui est le cas de l'Amérique du Sud, de l'Afrique, de l'Inde et l'Australie. Cette répartition actuelle des zones glaciées n'est donc pas cohérente. Le rassemblement des masses continentales à la Wegener donne un sens à la répartition de dépôts glaciaires datant d'il y a 250 Ma, ainsi qu'aux directions d'écoulement de la glace, relevées sur plusieurs portions de continents. La répartition sur la Pangée montre que le pôle Sud était recouvert d'une calotte glaciaire et que l'écoulement de la glace se faisait en périphérie de la calotte, comme il se doit. Arguments paléontologiques : la répartition de certains fossiles. Les arguments paléontologiques résident dans l'observation d'analogies de faunes dans des continents aujourd'hui séparés. Ainsi, on retrouve de part et d'autre de l'Atlantique, sur les continents actuels, les fossiles de plantes et d'animaux terrestres datant de 240 à 260 Ma ; par exemple, dans le Gondwana, se rencontrent, au Permo-Trias, la même flore Glossopteris et Gangamopteris et les mêmes faunes de reptiles. Comment des organismes terrestres n'ayant pas la capacité de traverser un si large océan ontils pu coloniser des aires continentales si éloignées les unes des autres ? On peut évidemment imaginer des « ponts intercontinentaux », aujourd'hui submergés. De tels ponts existent encore de nos jours ; ainsi, l'isthme de Suez a, au Pliocène, relié l'Afrique et l'Eurasie et a permis, depuis cette époque, des passages de faunes très nombreux (par exemple, les dromadaires, d'origine asiatique, ont envahi l'Afrique) ; ainsi, l'isthme de Panamá, achevé au Pliocène, a permis également des passages de faunes très nombreux entre l'Amérique du Nord et l'Amérique du Sud (de nos jours encore, le tatou, originaire d'Amérique du Sud, envahit l'Amérique du Nord). Mais encore faut-il prouver l'existence de tels ponts intercontinentaux aux époques où ils auraient été nécessaires ; et faut-il, en plus, satisfaire à ce que l'on sait désormais de la nature des fonds océaniques ; bien des ponts supposés sont ainsi condamnés, les faunes n'ayant pas effectué leur migration sur la croûte océanique… La réponse de Wegener est simple : autrefois, tous ces continents n'en formaient qu'un seul, la Pangée, présentant ainsi des aires de répartition cohérentes. L'hypothèse de la fragmentation d'une masse continentale autrefois unique et du déplacement relatif des différentes parties était donc plus convaincante. Tentatives d’explications dans la théorie de Wegener Le géophysicien Wegener était bien au fait que la croûte continentale était plus épaisse sous les chaînes de montagnes que sous les plaines, et que cette situation répondait au principe de l'isostasie qui veut qu'il y ait un équilibre entre les divers compartiments de l'écorce terrestre dû aux différences de densité. Il en conçut l'idée que les continents « flottaient » sur un médium mal défini et qu'ainsi ils pouvaient dériver les uns par rapport aux autres. Le problème majeur, c'est qu'il ne proposait aucun mécanisme convaincant pour expliquer la dérive. Wegener pensait que les continents sialiques (de sial, silicium et aluminium, constituants majeurs de la surface des continents) dérivaient comme des radeaux sur le sima sous-jacent (de silicium et magnésium, constituants majeurs du fond des océans), sous l'effet de la rotation terrestre. La forme de la Terre étant une sphère, les continents devaient donc dériver à la fois vers l'ouest (effet de retard à la rotation) et vers l'équateur (effet axifuge). Ainsi s'expliquait simplement la double orientation des ceintures orogéniques, latitudinale (ceinture mésogéenne ou téthysienne) ou longitudinale (ceinture péripacifique). Au front des continents se développaient des chaînes de montagnes par « effet de proue » (cordillères américaines) et, à l'arrière, avaient lieu des « lâchers » d'arcs insulaires, par « effet de poupe » (arcs insulaires asiatiques), ce qui rendait compte de façon simple de la dissymétrie du Pacifique ; le rapprochement et la collision des continents issus de l'Angara ou Laurasie et du Gondwana (Eurasie et ensemble africano-arabo-indien) donnaient naissance aux chaînes alpines d'Eurasie. Bilan de l’œuvre de Wegener D'une façon générale, la tentative de Wegener pour changer les bases des sciences de la Terre a échoué parce qu'on ne possédait pas alors de données suffisantes sur les fonds océaniques et l'intérieur du globe terrestre, parce que Wegener avait choisi un schéma inexact et parce que les indications qu'il donnait sur les déplacements continentaux étaient imprécises. En 1956, des découvertes de plusieurs ordres vinrent modifier cette situation. Elles portaient essentiellement sur le paléomagnétisme, l'expansion et l'âge récent des fonds océaniques et la sismologie. Nouveaux éléments pris en compte La Pangée, vision moderne Wegener avait exécuté sa reconstitution de la Pangée en utilisant les lignes des rivages actuels autour de l'Atlantique. Mais la concordance s'avérait par endroits plutôt boiteuse. Wegener n'avait pas compris qu'il fallait faire la reconstitution avec les marges des masses continentales, puisque ces marges correspondent aux lignes de fragmentation du mégacontinent Pangée. Aujourd'hui, on sait que le relief des océans est en grande partie contrôlé par la nature de la croûte terrestre : croûte continentale épaisse et croûte océanique plus mince. Au début des années 60, Edward Bullard, J. Everett et A. Smith, tous de Cambridge, ont démontré qu'on obtenait un emboîtement beaucoup plus cohérent si on faisait le rapprochement des masses continentales actuelles en utilisant le contact entre croûte continentale et croûte océanique plutôt qu'avec les lignes de rivages. La reconstitution ci-contre a été réalisée en utilisant l'isobathe (courbe d'égale profondeur) de 500 brasses (915 mètres; au quart du talus continental plutôt qu'à sa base pour tenir compte de l'étirement de la croûte continentale lors de l'ouverture de l'Atlantique). La figure présente la reconstitution de la Pangée par Bullard et ses collègues. Les zones en bleu clair représentent la surface des continents se situant entre la ligne de rivage (profondeur 0) et la profondeur de 500 brasses ; en noir, les régions où il y a recouvrement des masses continentales ; en blanc, les prismes sédimentaires importants. Aujourd'hui, grâce à notre connaissance de la tectonique des plaques, on utilise une reconstitution plus juste de cette Pangée, celle de Bullard et coll. Rassemblement des continents de part et d'autre de l'Atlantique à la fin de l'ère primaire (d'après E. C. Bullard, J. E. Everett & A. G. Smith, 1965). Cette figure, qui a été établie bien après Wegener, reprend un de ses arguments initiaux : l'emboîtement de l'Amérique du Sud et de l'Afrique au niveau du golfe de Guinée. On observera que l'ajustement n'est pas parfait, qu'il reste des lacunes (en vert) et des zones de recouvrement anormales (en bleu foncé) ; quelques-unes de ces irrégularités s'expliquent aisément, comme celle du delta du Niger, qui est une superposition évidemment récente ; les superpositions dans le domaine méditerranéen doivent être interprétées en fonction de la genèse des chaînes alpines. Le quadrillage sur les continents représente les coordonnées actuelles en longitude et en latitude. L’âge des fonds océaniques L'âge des sédiments remontés dans une carotte de sondage peut être déterminé par l'analyse des microfossiles qu'ils contiennent : en effet ceux-ci permettent de définir la période géologique laquelle ils ont sédimenté. La croûte océanique, une croûte jeune L’âge de la croûte océanique est celui des basaltes qui la constituent. La croûte océanique la plus ancienne, jamais échantillonnée par dragage ou forage, n’excède pas 200 millions d’années, alors que l’âge des roches continentales les plus anciennes atteint 3,8 milliards d’années. L’épaisseur des dépôts sédimentaires recouvrant les basaltes est toujours faible, dépassant rarement un kilomètre, ce qui est en relation avec ces âges relativement récents. Cette jeunesse des fonds océaniques suggère qu’ils se renouvellent au cours des temps géologiques. La distribution des âges La croûte océanique la plus récente se situe au niveau de l’axe des dorsales. L’âge des basaltes augmente de manière symétrique lorsqu’on s’écarte de part et d’autre de la dorsale. Des zones correspondant à une même période géologique dessinent donc des bandes parallèles à la dorsale et symétriques de part et d’autre de celle-ci. Les parties les plus âgées d’un océan sont celles qui sont les plus éloignées des dorsales. Elles se situent par exemple au large du Japon pour l’océan pacifique. L’axe des dorsales correspond donc à une zone de formation de la croûte océanique. Une fois formée, celle-ci est progressivement écartée de part et d’autre de l’axe dont elle s’éloigne dans un mouvement évoquant un double tapis roulant. Carte des âges des fonds océaniques de l'océan Atlantique Les anomalies magnétiques et le paléomagnétisme Les deux faits fondamentaux sont le parallélisme des anomalies par rapport au rift médio-océanique et la symétrie de celles-ci deux à deux de part et d'autre du rift. Cette symétrie de l'océan par rapport à son rift conduit naturellement à l'idée d'une naissance du matériel océanique à son niveau. Les anomalies magnétiques parallèles de la ride de Reykjanes de l'Atlantique Nord. En a et b, disposition générale d'après F. J. Vine (1966) ; en bleu foncé, les anomalies positives. La ride de Reykjanes correspond à la ride médioatlantique au sud de l'Islande. Le rift volcanique qui traverse cette grande île peut être considéré comme la trace du rift médio-océanique. Hypothèse de l’étalement des fonds océaniques Au début des années 1960, Vine, Matthews et Morlay ont apporté l'explication voulue et montré que l'existence de ces bandes d'anomalie magnétique venait supporter l'hypothèse de l'étalement des fonds océaniques de Hess. L'hypothèse de l'expansion océanique a été émise par Harry H. Hess (1960-1962) à partir, d'une part, de la forme des rides médio-océaniques avec leur rift médian d'aspect extensif, d'autre part, de l'existence de plans sismiques, découverts avant la Seconde Guerre mondiale par le géophysicien japonais Kiyoo Wadati, puis redécouverts plus tard par le sismologue américain Hugo Benioff, dont ils portent le nom. Les rides médio-océaniques, encore appelées dorsales, constituent des reliefs sous-marins sillonnant le fond des océans. La crête de certaines dorsales peut s'être effondrée en un fossé appelé fossé linéaire ou rift médian. A ces endroits, on peut assister à d'importantes anomalies thermiques liées à une remontée de l'asthénosphère, due à la présence de courants de convection du manteau de la Terre. Les mouvements asthénosphériques créent une fissure entre deux plaques lithosphériques voisines. Cet écartement est heureusement compensé par des coulées de basalte provenant des volcans qui se solidifie en forme de coussins. Une dorsale est donc le siège de la naissance de la croûte océanique. Théorie de la tectonique des plaques Définition et concepts généraux Définition La tectonique est cette partie de la géologie qui étudie la nature et les causes des déformations des ensembles rocheux, plus spécifiquement dans ce cas-ci, les déformations, à grande échelle, de la lithosphère terrestre. La théorie des plaques ou tectonique des plaques (X. Le Pichon, 1968 ; W. J. Morgan, 1968) est une théorie scientifique planétaire unificatrice qui propose que les déformations de la lithosphère sont reliées aux forces internes de la Terre et que ces déformations se traduisent par le découpage de la lithosphère en un certain nombre de plaques rigides qui bougent les unes par rapport aux autres en glissant sur l'asthénosphère. Cette théorie fait la synthèse de l'ensemble des observations. Tenant compte de la répartition mondiale des séismes, tout se passe comme si la surface du globe pouvait être répartie en un certain nombre de plaques de lithosphère, peu épaisses par rapport à leur surface et supposées rigides - du moins, en première approximation, pour des contraintes inférieures à 100 mégapascals -, à la périphérie desquelles se localisent et se limitent les déformations de la partie externe du globe. Plaques principales Le dessin des ceintures sismiques permet ainsi de reconnaître six grandes plaques principales, mais la théorie actuelle permet d’en discerner jusque 14. Plaque n'est pas synonyme de continent : certaines plaques sont purement océaniques, comme la plaque pacifique ; d'autres comportent ensemble océans et continents, comme les plaques sud-américaine, nord-américaine, africaine, eurasiatique. S'agissant des continents, leur position dans la plaque à laquelle ils appartiennent est identique, pour utiliser une métaphore, à celle d'un bateau pris dans les glaces de la banquise et dérivant avec elle. Répartition des plaques à la surface du globe (d'après X. Le Pichon, J. Francheteau & J. Bonnin, 1973). Cette figure représente la répartition généralement admise des plaques à la surface de la Terre. Par rapport aux six plaques originelles, on notera : - les divisions nouvelles apparues dans le Pacifique (notamment la distinction des plaques de Cocos et de Nazca) et dans le domaine indien (notamment la distinction d'une sous-plaque arabe et d'une sous-plaque des Somalies par l'ouverture de la mer Rouge et le début d'ouverture des rifts est-africain) - la complexité du domaine mésogéen avec un certain nombre de microplaques dont beaucoup sont récentes, liées à la néotectonique alpine. Zones d’accrétion et zones de subduction À ce stade de réflexion, la naissance d'océans, comme l'Atlantique, serait éventuellement compatible avec la notion d'une expansion généralisée du globe, a contrario des conceptions contractionnistes développées jusqu'alors (S. W. Carey, 1958). Mais, si l'on n'admet pas cette expansion généralisée, il faut alors concevoir, à côté de zones où naît la croûte océanique (rifts médio-océaniques, qui seront dit zones d'accrétion), des zones où celle-ci disparaît vers le bas, dans le manteau (zones qui seront dites de subduction), selon le mécanisme dont Harry H. Hess avait émis l'hypothèse. A priori, l'idée la plus simple est qu'aux zones d'accrétion médio-océaniques on puisse faire correspondre des zones de subduction au niveau des arcs insulaires, notamment autour du Pacifique. Les plans de Benioff (surfaces plus ou moins complexes formées par la distribution des hypocentres des séismes associés à une subduction) plongent vers l'extérieur du Pacifique sous les continents bordiers ou les arcs insulaires. Tout se passe comme si, par suite d'une double convection à l'échelle du Pacifique, le manteau supérieur, ascendant au niveau du rift médian, descendant au niveau des plans de Benioff, donne naissance à la croûte océanique dans le premier cas, et la « digère » dans le second. La zone de Wadati-Benioff sous les Petites Îles de la Sonde [1] Latitude en degrés [2] Profondeur des hypocentres en km Ce schéma montre la localisation des tremblements de terre sur une section Sud-Nord de la région des Petites Îles de la Sonde (carré rouge sur le globe). Ces localisations sont extraites de la base de données de l'USGS et correspondent aux séismes de magnitude supérieur à 4.5 durant la période 1973-2004 (les séismes superficiels ayant une profondeur non contrainte n'ont pas été représentés) Frontières entre plaques Les mouvements des plaques définissent trois catégories principales de frontières entre les plaques : zones d'accrétion, zones de subduction, failles transformantes. Par exemple, la plaque pacifique est limitée par la ride du Pacifique oriental à l'est (zone d'accrétion), les fosses péripacifiques à l'ouest (zones de subduction), la faille de San Andreas et les failles apparentées dans un court secteur (failles transformantes). La plaque africaine est presque continûment entourée par une zone d'accrétion, sauf sur son bord nord où se trouve une zone de subduction particulière (zone de collision) qui correspond à la ceinture alpine méditerranéenne. 1) les frontières divergentes ou zones d’accrétion, là où les plaques s'éloignent les unes des autres et où il y a production de nouvelle croûte océanique ; ici, entre les plaques A et B, et D et E; 2) les frontières convergentes ou zones de subduction, là où les plaques entrent en collision, conséquence de la divergence ; ici, entre les plaques B et C, et D et C; 3) les frontières transformantes, lorsque les plaques glissent latéralement les unes contre les autres le long de failles ; ce type de limites permet d'accommoder des différences de vitesses dans le déplacement de plaques les unes par rapport aux autres, comme ici entre A et E, et entre B et D, ou même des inversions du sens du déplacement, comme ici entre les plaques B et E. Schéma synthétique de la théorie des plaques (d'après B. Isacks, J. Oliver & L. R. Sykes, 1968). On reconnaîtra les différentes positions relatives des trois éléments fondamentaux de la théorie des plaques, zones d'accrétion, zones de subduction, failles transformantes. Les flèches représentent les mouvements de matière dans la lithosphère et l'asthénosphère. Les frontières divergentes : les dorsales, zones d’expansion ou d’accrétion océanique Les dorsales océaniques sont des chaînes de montagnes sous-marines. Elles sont présentes dans tous les bassins océaniques et forment une chaîne de reliefs continue au fond des océans. C'est même la plus longue chaîne existante sur la Terre : environ 60 000 km. La base des dorsales (largeur moyenne de 1 500 km) se situe en général vers 5 000 - 6 000 m de profondeur, alors que leur crête culmine entre -2 000 et -3 000 m. Leur sommet est souvent entaillé d’une vallée axiale, le rift, dont la profondeur peut aller jusqu'à 1 800 m. Au milieu de tous les océans, ces massifs dominent les plaines abyssales de quelque 2 000 mètres et constituent donc des barrières à peu près ininterrompues pour la circulation océanique profonde. Les dorsales présentent fréquemment des discontinuités (tous les 10 à 100 km), appelées failles transformantes. L'étude de ces vallées transversales est particulièrement intéressante car on accède ainsi à une coupe de l'écorce terrestre. Vitesse d’expansion au niveau des dorsales Le calcul du taux d'expansion - en vérité demi taux car le phénomène est valable des deux côtés de la ride - est rendu possible par simple division de la distance au rift d'une bande d'anomalies par l'âge de celle-ci : les valeurs obtenues s'échelonnent jusqu'à une valeur maximale de 17 à 18 centimètres par an au niveau de la ride du Pacifique oriental, dans la région nord-équatoriale. La valeur la plus fréquente, notamment dans l'Atlantique, est autour de 2 centimètres par an. Les dorsales lentes telle la dorsale médio-atlantique présentent un rift profond de 2 km et large de 20 à 30 km. Par contre, les dorsales rapides sont dépourvues de rift et ne présentent qu'un relief modéré. C'est le cas de la dorsale Est-Pacifique. Dans ces dorsales, les chambres magmatiques se trouvent à quelques kilomètres de profondeur seulement. Origine et mode de fonctionnement des dorsales Nous savons qu'il existe un flux de chaleur qui va du centre vers l'extérieur de la Terre, un flux causé par la désintégration radioactive de certains éléments chimiques dans le manteau et qui engendre des cellules de convection dans le manteau plastique (asthénosphère). A cause de cette convection, il y a concentration de chaleur en une zone où le matériel chauffé se dilate, ce qui explique le soulèvement correspondant à la dorsale océanique. La concentration de chaleur conduit à une fusion partielle du manteau qui produit du magma. La convection produit, dans la partie rigide de l'enveloppe de la terre (lithosphère), des forces de tension qui font que deux plaques divergent ; la convection est le moteur du tapis roulant, entraînant la lithosphère océanique de part et d'autre de la dorsale. Entre ces deux plaques divergentes, la venue de magma crée de la nouvelle croûte océanique. Le schéma suivant est un gros plan de la zone de divergence. Formation d’un océan au niveau de la dorsale L'étalement des fonds océaniques crée dans la zone de dorsale, des tensions qui se traduisent par des failles d'effondrement et des fractures ouvertes, ce qui forme au milieu de la dorsale, un fossé d'effondrement qu'on appelle un rift océanique. Le magma produit par la fusion partielle du manteau s'introduit dans les failles et les fractures du rift. Une partie de ce magma cristallise dans la lithosphère, alors qu'une autre est expulsée sur le fond océanique sous forme de lave et forme des volcans sous-marins. C'est ce magma cristallisé qui forme de la nouvelle croûte océanique à mesure de l'étalement des fonds. C'est donc ainsi qu'il se crée perpétuellement de la nouvelle lithosphère océanique aux niveau des frontières divergentes, c'est-à-dire aux dorsales médio-océaniques. Ce sont ces processus qui expliquent comment s'est formé un océan comme l'Atlantique. Les schémas qui suivent illustrent les quatre étapes de la formation d'un océan. L'accumulation de chaleur sous une plaque continentale cause une dilatation de la matière qui conduit à un bombement de la lithosphère. Il s'ensuit des forces de tension qui fracturent la lithosphère et amorcent le mouvement de divergence conduit par l'action combinée de la convection mantellique et la gravité. Le magma viendra s'infiltrer dans les fissures, ce qui causera par endroits du volcanisme continental ; les laves formeront des volcans ou s'écouleront le long des fissures. Un exemple de ce premier stade précurseur de la formation d'un océan est la vallée du Rio Grande aux USA. La poursuite des tensions produit un étirement de la lithosphère ; il y aura alors effondrement en escalier, ce qui produit une vallée appelée un rift continental. Il y aura des volcans et des épanchements de laves le long des fractures. Le Grand Rift africain en Afrique orientale en est un bon exemple. Il s'étend du sud de la Mer Rouge (au nord) au Zambèze (au sud) sur plus de 9 500 km de longueur, 40 à 60 km de largeur et quelques centaines à quelques milliers de mètres de profondeur. Avec la poursuite de l'étirement, le rift s'enfonce sous le niveau de la mer et les eaux marines envahissent la vallée. Deux morceaux de lithosphère continentale se séparent et s'éloignent progressivement l'un de l'autre. Le volcanisme sous-marin forme un premier plancher océanique basaltique (croûte océanique) de part et d'autre d'une dorsale embryonnaire ; c'est le stade de mer linéaire, comme par exemple la Mer Rouge. L'élargissement de la mer linéaire par l'étalement des fonds océaniques conduit à la formation d'un océan de type Atlantique, avec sa dorsale bien individualisée, ses plaines abyssales et ses plateaux continentaux correspondant à la marge de la croûte continentale. Les dorsales océaniques constituent des zones importantes de dissipation de la chaleur interne de la Terre. Les frontières convergentes ou zones de subduction Aujourd'hui, physiciens et astrophysiciens sont assez d'accord pour dire que la Terre n'est pas en expansion comme le proposait Samuel Carey. Si la surface de la terre est un espace fini, le fait que les plaques grandissent aux frontières divergentes implique qu'il faudra détruire de la lithosphère ailleurs pour maintenir constante la surface terrestre. Cette destruction se fait aux frontières convergentes qui, comme le nom l'indique, marquent le contact entre deux plaques lithosphériques qui convergent l'une vers l'autre. La destruction de plaque se fait par l'enfoncement dans l'asthénosphère d'une plaque sous l'autre plaque, et par la digestion de la portion de plaque enfoncée dans l'asthénosphère. Les résultats (séismes, volcans, chaînes de montagnes, déformations) diffèrent selon la nature des plaques (océaniques ou continentales) qui entrent en collision. Un premier type de collision résulte de la convergence entre deux plaques océaniques. Dans ce genre de collision, une des deux plaques (la plus dense, généralement la plus vieille) s'enfonce sous l'autre pour former une zone de subduction (littéralement : conduire en-dessous). On enfonce du matériel moins dense (d~3,2) dans du matériel plus dense (d~3,3), du matériel moins chaud dans du matériel plus chaud. L'asthénosphère « digère » peu à peu la plaque lithosphérique. Il se produit un phénomène de fusion partielle de la plaque engloutie. Le magma résultant (liquide), moins dense que le milieu ambiant, monte vers la surface. Une grande partie de ce magma reste emprisonnée dans la lithosphère, mais une partie est expulsée à la surface, produisant des volcans sous la forme d'une série d'îles volcaniques (arc insulaire volcanique) sur le plancher océanique. La surface de contact entre les deux plaques est appelé plan de subduction, siège de nombreux séismes importants. Le plan de subduction correspond à une fosse océanique profonde. Sur la bordure de la plaque chevauchante s'accumulent des « écailles tectoniques » constituées de sédiments refoulés. L'empilement constitue ainsi un prisme d'accrétion océanique. De bons exemples de cette situation se retrouvent dans le Pacifique-Ouest, avec les grandes fosses des Mariannes, de Tonga, des Kouriles et des Aléoutiennes, chacune possédant leur arc insulaire volcanique, ainsi que la fosse de Puerto Rico ayant donné naissance à l'arc des Antilles bordant la mer des Caraïbes Atlantique. Les îles de l’archipel japonais constituent un autre exemple. Présence d'une Fosse profonde, avec prisme d'accrétion des sédiments réduit. La fosse est surplombée par un Arc Volcanique Insulaire. Exemple : arc insulaire des Antilles Le volcan de la montagne Pelée fait partie d'un arc volcanique qui s'étend sur près de 850 km, depuis Puerto-Rico jusqu'au contintent Sud-Américain, dans la zone de subduction entre les plaques Caraïbe et Atlantique. La plaque Atlantique glisse sous la plaque Caraïbe à un rythme de 1 à 2 cm / an, et plonge dans la manteau supérieur. La fusion partielle de la plaque et des sédiments entraînés, est à l'origine de la formation du magma alimentant les volcans antillais. Schéma de la zone de subduction de l'arc des Petites Antilles Le phénomène de la subduction est à l'origine du volcanisme de l'arc des Petites Antilles, et par le frottement des 2 plaques en mouvements, à l'origine des séismes tectoniques régionaux. Au contact des deux plaques, l'accumulation de sédiments a entraîné la formation d'un « prisme d'accrétion », émergeant au niveau de la Barbade (île calcaire). D'autres volcans régionaux sont également célèbres pour leur activité volcanique ou leur style éruptif, il s'agit principalement de la Soufrière de Saint-Vincent, de la Soufrière de Guadeloupe, la Soufriere Hills de Montserrat, et du volcan sous-marin Kick'Em Jenny. Carte des Petites Antilles : zone de subduction et arc volcanique Un second type de collision est le résultat de la convergence entre une plaque océanique et une plaque continentale. Dans ce type de collision, la plaque océanique plus dense s'enfonce sous la plaque continentale. Les basaltes de la plaque océanique et les sédiments du plancher océanique s'enfoncent dans du matériel de plus en plus dense. Lorsqu’elle est descendue à une profondeur excédant les 100 km, la plaque est partiellement fondue. Comme dans le cas précédent, la plus grande partie du magma restera emprisonnée dans la lithosphère (ici continentale) ; le magma qui aura réussi à se frayer un chemin jusqu'à la surface formera une chaîne de volcans sur le continent (arc volcanique continental). De bons exemples de cette situation se retrouvent à la marge du Pacifique-Est, comme les volcans de la Chaîne des Cascades (Cascade Range) aux USA (incluant le Mont St. Helens) résultat de la subduction dans la fosse de Juan de Fuca et ceux de la Cordillères des Andes en Amérique du Sud reliés à la fosse du Pérou-Chili. Dans une phase avancée de la collision, le matériel sédimentaire qui se trouve sur les fonds océaniques et qui est transporté par le tapis roulant vient se concentrer au niveau de la zone de subduction pour former un prisme d'accrétion. Présence d'une fosse plus ou moins profonde et de reliefs au niveau de la Marge continentale active. La profondeur de la fosse et l'existence de la Chaîne de Cordillère dépendent de l'âge de la croûte de la plaque océanique. Il existe en réalité deux types morphologiques de subduction sous-continentale, suivant l'âge de la croûte de la plaque océanique : si cette croûte est jeune et peu dense on a subduction forcée avec flexure, fosse peu profonde car comblée par un important prisme d'accrétion, Chaîne de Cordillère et pendage faible du plan de Benioff avec séismes importants ; si cette croûte est plus âgée, et donc plus épaisse et plus dense, on observe une subduction par gravité ou la plaque plonge sous son propre poids. La fosse est alors profonde, il se crée une « croûte andésitique » avec arc insulaire et bassin d'arrière-arc entre la subduction et la croûte continentale, le pendage du plan de Benioff est fort et les séismes sont plus rares et plus faibles. Un troisième type de collision implique la convergence de deux plaques continentales. Lorsque les deux plaques continentales entrent en collision, le mécanisme se coince : le moteur du déplacement (la convection dans le manteau supérieur et la gravité) n'est pas assez fort pour enfoncer une des deux plaques dans l'asthénosphère à cause de la trop faible densité de la lithosphère continentale par rapport à celle de l'asthénosphère. L'espace océanique se refermant au fur et à mesure du rapprochement de deux plaques continentales, le matériel sédimentaire du plancher océanique, plus abondant près des continents, et celui du prisme d'accrétion se concentrent de plus en plus ; le prisme croît. Tout le matériel sédimentaire est alors comprimé et se soulève pour former une chaîne de montagnes où les roches sont plissées et faillées. Des lambeaux de la croûte océanique peuvent même être coincés dans des failles. C'est la soudure entre deux plaques continentales pour n'en former qu'une seule. Toutes les grandes chaînes de montagnes plissées ont été formées par ce mécanisme. Un bon exemple récent de cette situation, c'est la soudure de l'Inde au continent asiatique, il y a à peine quelques millions d'années, avec la formation de l'Himalaya. Les frontières transformantes Les frontières transformantes (on utilise plus souvent le terme de failles transformantes ou failles de décrochement) sont des limites de plaque lithosphérique où il n'y a ni subduction ni création de lithosphère (limite conservative). Elles correspondent à de grandes fractures qui affectent toute l'épaisseur de la lithosphère ;. Les failles transformantes se trouvent en bordure de plaques tectoniques, le plus souvent, mais pas exclusivement, au niveau des dorsales océaniques. La faille transformante agit selon un mouvement de coulissage. Elle se forme en réponse à des vitesses de déplacement différentes de deux plaques lithosphériques. Ces fractures sont dues : soit à une différence de vitesse entre les différents points d’une plaque lithosphèrique . En effet à la surface d’une sphère les seuls déplacements pouvant se produire sont des rotations. Le mouvement des plaques est donc un mouvement de rotation. Dans ce cas tous les points de la plaque ont la même vitesse angulaire mais la vitesse linéaire est supérieure si le point est plus éloigné car elle dépend du rayon. soit à une différence de vitesse d’étalement lors de la création de la nouvelle plaque océanique le long d’une dorsale médioocéanique. Une faille transformante traverse les dorsales en les décalant. Ce décalage ne correspond pas aux mouvements relatifs de matière de part et d'autre de la faille. Le déplacement est lié uniquement à l'expansion issue de la dorsale. D'ailleurs, le mouvement relatif entre les deux parties de la dorsale est inverse au décalage apparent des dorsales. Ces failles permettent : d'accommoder des différences dans les vitesses de déplacement ou même de concilier des mouvements opposés entre les plaques, ou de faire le relais entre des limites divergentes et convergentes (ces failles transforment le mouvement entre divergence et convergence, de là leur nom de failles transformantes). Les failles transformantes sont souvent le siège de séismes. Elles sont plus nombreuses au niveau de la dorsale médio-atlantique par rapport à la dorsale Est-Pacifique. En revanche, cette dernière est entrecoupée par des zones de recouvrement : deux fragments de dorsales contigus sont décalés et prolongés par des segments recourbés vers l'autre fragment de dorsale. Ce phénomène pourrait être la conséquence d'une remontée de matériau fondu. On peut dès lors interpréter des zones complexes : La fameuse faille de San Andreas en Californie est un bon exemple de cette situation : elle assure le relais du mouvement entre la limite divergente de la dorsale du Pacifique-Est, la limite convergente des plaques Juan de Fuca-Amérique du Nord et la limite divergente de la dorsale de Juan de Fuca. Elle affecte à la fois la lithosphère océanique et la lithosphère continentale. Elle constitue la limite entre trois plaques : plaque de Juan de Fuca, plaque de l'Amérique du Nord et plaque du Pacifique. Elle présente aussi l'inconvénient de traverser la ville de San Francisco ! Au rythme actuel du déplacement (~ 5,5 cm/an), la ville de Los Angeles sera au droit de San Francisco dans 10 Ma. Phénomène d’obduction L'obduction est le chevauchement de la croûte continentale par de la croûte océanique. Elle peut être la conséquence d'une évolution spéciale : la transformation d'une dorsale océanique en zone de convergence (ou de subduction), la résorption du domaine océanique, l'affrontement du continent et de la zone de subduction ce qui provoque l'expulsion du fond océanique sur le continent (c'est le cas de la Nouvelle-Calédonie). Cette zone d'obduction est le seul lieu où l'on peut un fragment de croûte océanique. L'étude de certaines roches composant cet endroit a permis de connaître comment les roches mantelliques se sont déformées, comment la matière s'est déplacée dans la partie supérieure de l'asthénosphère et comment se sont formés certaines zones magmatiques. Obduction Océanique: Se produit lorsque dans une subduction intra-océanique toute la partie de la plaque à croûte océanique a disparu dans la subduction. L'ancien arc insulaire, la croûte océanique et une partie du manteau lithosphérique viennent chevaucher la croûte continentale de l'ex plaque plongeante. Ce matériel océanique, souvent plus ou moins déformé lors de l'obduction, prend alors le nom d'Ophiolites. Les « plus belles ophiolites du monde » sont les ophiolites d'Oman. Obduction Continentale Correspond à l'affrontement de deux plaques à croûte continentale. Il en résulte un Epaississement Crustal et la formation de reliefs. L'altitude des reliefs eux-mêmes est le résultat de l'équilibre à un instant donné entre la vitesse de convergence et l'érosion de ces reliefs. L‘obduction continentale est le principal mécanisme orogénique. C'est aussi le théâtre de la disparition d'un océan... Mouvements relatifs des plaques D'après les travaux du mathématicien suisse Leonhard Euler (1707-1783) tout déplacement relatif d'une calotte rigide par rapport à une autre restée fixe, à la surface d'une sphère, peut être décrit par une rotation autour d'un axe passant par le centre de la sphère (axe eulérien). Les deux points d'intersection entre l'axe (axe eulérien) et la surface de la sphère sont les pôles de rotation (pôles eulériens). Lors de la rotation, le déplacement des points de la plaque rigide se fait le long des parallèles eulériens (petits cercles par rapport au pôle de rotation). La vitesse linéaire de déplacement n'importe quel point sur une plaque donnée dépend donc simplement de sa distance par rapport au pôle de rotation de la plaque, et de la vitesse angulaire de rotation de la plaque autour du pôle. Si l'on assimile le globe terrestre à une sphère, le mouvement relatif d'une plaque lithosphérique rigide par rapport à une autre plaque rigide considérée fixe et utilisée comme référentiel, peut être donc décrit par un pôle eulérien (latitude et longitude) et un angle de rotation. Les segments de zones de fracture (ou failles transformantes) seront parallèles à des arcs de petits cercles concentriques. Déterminer les mouvements relatifs d’une plaque lithosphérique, par rapport à une autre, revient donc à calculer la rotation qui décrit au mieux l’assemblage des deux plaques à chaque instant d’une période considérée. La figure ci-dessous 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 en 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 (les rifts) sont linéaires et généralement perpendiculaires au déplacement des plaques. L’orientation des plaques permet de localiser le pôle de rotation. La table ci-contre donne les positions des pôles de rotation, ainsi que les vitesses de rotation autour de ces pôles en degrés par million d'années, déterminés pour les 12 grandes plaques Les pôles de rotation des plaques (carte en projection Mollweide) Néanmoins, le mouvement des plaques ne reste pas invariable dans le temps : des changements de direction (qui modifient le pôle de rotation) et de vitesse (qui affectent l'angle de rotation) se produisent. Ceci oblige à différentier plusieurs types de rotations (une rotation instantanée permet de décrire le mouvement entre deux stades successifs infiniment voisins, le vrai mouvement entre deux plaques serait donné par la succession de rotations instantanées. Une rotation finie décrit le mouvement entre deux stades pour lesquels la rotation instantanée reste la même pendant tout l'intervalle, etc.) A quel rythme se font ces mouvements de divergence et de convergence? Les taux de divergence et de convergence ne sont pas identiques partout. La divergence varie de 1,8 à 4,1 cm/an dans l'Atlantique et de 7,7 à plus de 18 cm/an dans le Pacifique. La convergence se fait à raison de 3,7 à 5,5 cm/an dans le Pacifique. À noter le taux de déplacement latéral relatif le long de la faille de San Andreas en Californie (~ 5,5 cm/an). Carte tectonique mondiale avec les mouvements des 14 plaques majeures Vitesses relatives (en cm/an) et directions du mouvement des plaques Moteur du mouvement des plaques 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. 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 (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. 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 : 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 se mélangeant ainsi avec le métal fondu ; lors du refroidissement des laves à Hawaï, on constate la formation d’une croûte, croûte qui tend à se déplacer et à s’enfoncer. Une controverse persiste en ce qui concerne la taille des cellules de convection : elles seraient soit localisées dans la partie supérieure du manteau, soit dans son ensemble (cf. figure suivante, modèle B). 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. En guise de résumé ... La Terre est un système où toutes les pièces, tous les éléments, forment une grande machine mue par la thermodynamique. Animation : tectonique des plaques, Encyclopaedia Universalis Le moteur est constitué par l'action combinée de la gravité terrestre et des grandes cellules de convection dans le manteau résultant du flux de chaleur qui va du centre vers l'extérieur de la Terre, un flux de chaleur qui est relié à la décomposition des éléments radioactifs contenus dans les minéraux constitutifs du manteau. Ces cellules concentrent de la chaleur dans leur partie ascendante, ce qui cause une fusion partielle du manteau tout à fait supérieur et une expansion des matériaux. C'est cette expansion qui produit une dorsale médio-océanique linéaire. L'écoulement de l'asthénosphère sous la lithosphère rigide entraîne cette dernière; il en découle des tensions au niveau de la dorsale, causant la divergence et le magmatisme associé. Ainsi, il y a formation continuelle de nouvelle lithosphère océanique au niveau de la dorsale et élargissement progressif de l'océan. En contrepartie, puisque le globe terrestre n'est pas en expansion, il faut détruire de la lithosphère, ce qui se fait par enfoncement de lithosphère océanique dans les zones de subduction qui correspondent aux fosses océaniques profondes pouvant atteindre les 11 km (fosse des Marianes). Les dorsales sont disséquées par des failles dites transformantes pour accommoder des différences de vitesses de divergence. Le pouvoir unificateur de la théorie de la tectonique des plaques Avant la formulation de la théorie de la tectonique des plaques, plusieurs grands phénomènes géologiques défiaient toutes explications logiques et rigoureuses. Par exemple, on savait bien que la lave des volcans provenait du manteau, mais on ne savait expliquer pourquoi il y avait magmatisme et pourquoi les volcans se répartissaient de façon non aléatoire à la surface du globe. Il en était ainsi en ce qui concerne l'origine et la distribution des séismes. Même interrogation aussi pour les chaînes de montagnes ; on saisissait bien en observant la géométrie des couches géologiques qu'il fallait des forces de compression latérales pour plisser et failler ces couches et pour soulever une aussi grande quantité de matériel qui à l'origine s'était déposé dans un bassin marin, mais on n'arrivait pas à identifier ce qui causait ces forces. Avec la théorie de la tectonique des plaques tout devient clair. La tectonique des plaques est devenue un modèle de la mécanique planétaire terrestre qui permet de comprendre d'une façon unifiée les grands phénomènes géologiques. Mais tout modèle demande à être testé, et ce n'est qu'après avoir réussi le test qu'il peut être considéré comme valide. Le pouvoir unificateur d'un modèle qui se veut planétaire est le meilleur test qu'on puisse faire subir au modèle. Ce test, il se fonde bien évidemment sur la validité des observations et la rigueur des interprétations, mais aussi obligatoirement sur le pouvoir unificateur des phénomènes observés. Bien que l'on pourrait tester le modèle sur plusieurs phénomènes géologiques, petits et grands, nous nous limitons à quatre grands phénomènes dans cette section: les séismes, les volcans, la déformation des roches, et la formation des chaînes de montagnes. Les séismes Définition et catégories de séismes Un séisme ou tremblement de terre est une secousse plus ou moins violente du sol. Les séismes peuvent être naturels ou artificiels. Il est commode de les classer selon leur mode de génération ; en pratique on classe les séismes en quatre catégories selon les phénomènes qui les ont engendrés : Séismes tectoniques Séismes volcaniques Séismes Séismes d’effondrement Séismes induits Les séismes tectoniques sont de loin les plus fréquents et dévastateurs ; ils se produisent en général aux limites des plaques tectoniques, où il existe un glissement entre deux milieux rocheux, c’est-à-dire lorsque deux plaques tectoniques essaient de glisser l'une sur l'autre, mais qu’elles n y arrivent pas. La pression augmente pendant plusieurs dizaines voir centaines d’année et le jour où elle est trop forte, les deux plaques glissent brusquement à une vitesse d’environ 4 km/seconde, c’est le tremblement de terre. Les séismes d'origine volcanique se manifestent avant, pendant et après les éruptions. Ils ont l’avantage de prévenir les éruptions. Par exemple en mai 1980, les semaines qui précédaient l’éruption du mont St-helens (état de Washington), il y a eu de nombreux séismes. Ces séismes trouvent leur origine dans le déplacement de magma. Le plus souvent, ils ont lieu lorsque le magma s’accumule dans les chambres magmatiques des volcans. La pression augmente, lorsqu’elle est trop élevée, des fissures se créent dans la roche déjà comprimée. Ces fissures engendrent des microséismes qui ont comme effet de soulever le sommet du volcan et d’incliner ses flancs. Ces séismes sont indépendants du mouvement des plaques tectoniques et ils ne sont pas très violents. Les séismes d’effondrement sont très rares ; ils se produisent lors de l’effondrement du plafond ou d’un « mur » d’une cavité souterraine. Leur puissance est très faible en comparaison à d’autres séismes tels que les tectoniques. Ce type de séismes peut se produire sur toute la surface du globe. Les séismes d'origine artificielle (ou « séismes induits ») sont dus à certaines activités humaines telles que barrages, pompages profonds, extraction minière, explosions souterraines ou essais nucléaires peuvent entraîner des séismes de faible à moyenne magnitude. On peut distinguer deux différentes sorte de séismes provoqués par l’homme : il y a tout d’abord les séismes involontaires qui sont liés à des activités telle que l’extraction (ou l’injection) de fluide dans le sous-sol (le gaz ou le pétrole), l’exploitation de mines ou de carrières, l’affaissement des mines, la mise en eau d’un barrage ou encore une explosion nucléaire. Ces activités peuvent en effet provoquer des séismes, même si la plus part d’entre eux ne dépassent pas une magnitude de 4 (séisme ressenti mais pas de dégâts). Sauf quelques essais nucléaires dont les plus violents on atteint une magnitude de 6. Ensuite, il y a les séismes qui sont provoqué volontairement par l’homme. En effet, l’étude des ondes sismique est très importante pour connaître la structure du sous-sol. C’est grâce à elle qu’on a pu connaître la structure interne du globe. Les séismes, en résumé : Origine des séismes tectoniques Lorsqu'un matériau rigide est soumis à des contraintes de cisaillement, il va d'abord se déformer de manière élastique, puis, lorsqu'il aura atteint sa limite d'élasticité, il va se rupturer, en dégageant de façon instantanée toute l'énergie qu'il a accumulé durant la déformation élastique. C'est ce qui se passe lorsque la lithosphère est soumise à des contraintes. Sous l'effet des contraintes causées le plus souvent par le mouvement des plaques tectoniques, la lithosphère accumule l'énergie. Lorsqu'en certains endroits, la limite d'élasticité est atteinte, il se produit une ou des ruptures qui se traduisent par des failles. L'énergie brusquement dégagée le long de ces failles cause des séismes (tremblements de terre). Si les contraintes se poursuivent dans cette même région, l'énergie va à nouveau s'accumuler et la rupture conséquente se fera dans les plans de faille déjà existants. A cause des forces de friction entre les deux parois d'une faille, les déplacements le long de cette faille ne se font pas de manière continue et uniforme, mais par coups successifs, dégageant à chaque fois un séisme. Dans une région donnée, des séismes se produiront à plusieurs reprises le long d'une même faille, puisque cette dernière constitue un plan de faiblesse dans la lithosphère. A noter que les séismes ne se produisent que dans du matériel rigide. Par conséquent, les séismes se produiront toujours dans la lithosphère, jamais dans l'asthénosphère qui est plastique. Types de séismes tectoniques On peut sous-classer les séismes tectoniques en trois grands groupes selon les différents types de frontières de plaques. Premièrement, les séismes qui ont lieu au niveau des dorsales médio-océanique (lieu d’expansion des fonds marins) sont d’intensité modérée et leur foyer est superficiel (leur profondeur ne dépasse pas les 100km). Ces séismes dissipent environ cinq pour cent de l’énergie sismique de la Terre. Ils ne sont jamais dévastateurs et que rarement ressentis par la population. Leur « nonviolence » s’explique très simplement. Comme ils ont lieu dans des lieux d’écartement de plaques, la quantité d’énergie accumulée avant la rupture ne peut être que faible, contrairement aux zones de compressions. Deuxièmement, les séismes qui surviennent au long des grandes failles transformantes ou zones de décrochement (là où deux plaques « glissent » l’une contre l’autre en sens inverse). Les séismes qu’il y a aux abords de ces failles sont le plus souvent violents et dévastateurs. La profondeur de leur foyer est plus importante (leur foyer se situe entre cent et trois cent kilomètres de profondeur), ce sont des séismes intermédiaires. Sur ces failles environ quinze pour cent de l’énergie sismique terrestre se dissipe. Troisièmement, les séismes des zones de subduction (là où une plaque glisse sous une autre) qui sont principalement situé sur la « ceinture de feu ». Cette dernière fait plus de 38 500km de long (le tour du Pacifique). Les séismes de ses zones ont un foyer profond (entre trois cent et six cent quarante cinq kilomètres) et ils représentent cinquante pour cent des séismes destructeurs de la Terre, ce sont des séismes très violents. Ils dissipent septante cinq pour cent de l’énergie sismique de la Terre. Le plus violent a été celui de 1964 en Alaska. Il avait une magnitude de 9,2 sur l’échelle de Richter. Les tremblements de terre et la tectonique des plaques. Les séisme n'ont pas une répartition aléatoire à la surface de la planète, mais sont répartis selon un « patron » bien défini. On retrouve les séismes surtout aux frontières des plaques lithosphériques. Cette répartition ordonnée vient appuyer la théorie de la tectonique des plaques, particulièrement, en ce qui concerne l'existence de zones de subduction. De plus, on distingue trois classes de séismes, en fonction de la profondeur où ils se produisent : les séismes superficiels qui se produisent en faible profondeur, soit dans les premières dizaines de kilomètres, et qui se retrouvent autant aux frontières divergentes, c'est à dire le long des dorsales médio-océaniques qu'aux frontières convergentes au voisinage des fosses océaniques ; les séismes intermédiaires qui se produisent entre quelques dizaines et quelques centaines de kilomètres de profondeur et se concentrent uniquement au voisinage des limites convergentes ; les séismes profonds qui se produisent à des profondeurs pouvant atteindre les 700 km, soit en pratique la base de l'asthénosphère, et qui se trouvent exclusivement au voisinage de limites convergentes. Séismes dans les zones de convergence A la convergence de plaques, les trois classes de séismes se distribuent selon un patron défini. Prenons comme exemple la zone de convergence Kouriles-Japon dans le nord-ouest du Pacifique. On y voit que les trois classes de séismes se répartissent selon des bandes parallèles aux fosses océaniques : d'est en ouest, séismes superficiels, séismes intermédiaires et séismes profonds. Pour comprendre cette répartition, faisons une coupe (A-B) à la hauteur des Kouriles. Cette coupe montre que la plaque du Pacifique, à droite, vient s'enfoncer sous la plaque eurasienne, à gauche, provoquant le volcanisme qui forme l'arc insulaire des Kouriles. Là où les deux plaques lithosphériques rigides entrent en collision et se courbent, les fractures dans la lithosphère produisent des séismes de faible profondeur. L'enfoncement d'une plaque rigide dans l'asthénosphère plastique ne se fait pas sans ruptures et fractures dans cette plaque, ce qui déclenche des séismes intermédiaires et des séismes profonds. Puisque les séismes ne peuvent être initiés que dans du matériel rigide, cassant, on a ici une belle preuve qu'il y a bel et bien enfoncement de plaque lithosphérique rigide dans l'asthénosphère, sinon il n'y aurait pas de séismes intermédiaires et profonds. C'est la raison pour laquelle les séismes intermédiaires et profonds sont confinés aux frontières convergentes. La répartition des foyers des trois classes de séismes dans cette plaque qui s'enfonce explique la répartition des épicentres en surface. Séismes dans les zones de divergence A la divergence de plaques, c’est-à-dire au niveau des dorsales, la lithosphère océanique dépasse rarement les 10-15 km, ce qui fait qu'il ne peut y avoir que des séismes superficiels. Les mouvements qui se produisent sous la lithosphère (convection) se font dans une asthénosphère plastique et par conséquent ne peuvent engendrer de ruptures. Même si la grande majorité des séismes se situe aux frontières de plaques, il n'en demeure pas moins qu'on connaît de l'activité sismique intraplaque, c'est à dire à l'intérieur même des plaques lithosphériques. Par exemple, les séismes associés aux volcans de points chauds sur les plaques océaniques sont communs. Il y a aussi des séismes intraplaques continentales, plus difficile à expliquer. Les volcans Comme les séismes, les volcans ne se répartissent pas de façon aléatoire à la surface de la planète. Plusieurs se situent aux frontières de plaques (volcanisme de dorsale et volcanisme de zone de subduction), mais d’autres sont aussi situés à l'intérieur des plaques (volcanisme intraplaque, comme par exemple le volcanisme de point chaud). Le volcanisme de dorsale Nous savons, pour l'avoir observé directement grâce à l'exploration sous-marine par submersibles, qu'il y a des volcans sous-marins tout le long des dorsales, particulièrement dans le rift central, là où il se forme de la nouvelle lithosphère océanique. La composition de la lave de ces volcans indique qu'on est tout près de la zone où se fait la fusion partielle du manteau. S'il n'y avait pas de tensions dans cette zone de dorsale, il n'y aurait pas de fractures qui permettent justement au magma produit par la fusion partielle de s'insinuer dans la lithosphère et de former des volcans. Ce volcanisme nous est connu par l'exploration des fonds océaniques, mais aussi par un cas particulier, celui de l'Islande, carrément assise sur la dorsale de l'Atlantique-Nord et qui est formée uniquement de volcans. Dans ce cas, le volcanisme de la dorsale a réussi à s'élever au-dessus du niveau marin pour former une île volcanique qui constitue un laboratoire naturel pour l'étude du volcanisme de frontières divergentes. Certaines hypothèses récentes proposent, qu'en plus, il y aurait un point chaud sous l'Islande, donc aussi du volcanisme de point chaud. Le volcanisme de zone de subduction Le volcanisme relié à l'enfoncement d'une plaque sous l'autre va former des chaînons de volcans. La fameuse Ceinture de feu autour du Pacifique est l'expression de ce volcanisme de convergence, mais selon qu'il s'agisse d'une collision entre deux portions de lithosphère océanique, ou entre une portion de lithosphère océanique et une portion de lithosphère continentale, la nature du volcanisme diffère. Dans le cas où il y a convergence entre deux portions de lithosphère océanique, il y aura formation d'un chaînon de volcans qui s'élèvent audessus de la surface des océans pour constituer un arc insulaire. Par exemple, toute la portion de la Ceinture de feu qui se situe dans le Pacifique-Ouest et le PacifiqueNord est associée à ce type de collision. Les Petites Antilles constituent aussi un exemple d’arc volcanique insulaire. Le magmatisme de zone de subduction : cas de l'arc insulaire L'enfoncement d'une plaque océanique sous l'autre entraîne, grâce au tapis roulant des fonds océaniques, des sédiments riches en minéraux de basses températures comme le quartz (SiO2), mais aussi les felspaths et les argiles (micas). En profondeur, il y a fusion partielle, et le matériel fondu est un mélange de trois choses : la péridotite de la lithosphère inférieure, la croûte basaltique-gabbroïque de la lithosphère supérieure, et les minéraux de basses températures des sédiments entraînés dans la subduction. Contrairement aux zones de dorsales où la fusion partielle de péridotite ne pouvait donner qu'un magma mafique, ici la fusion partielle de ces trois entités qui contiennent toute la palette des silicates pourra fournir des magmas de composition variée. Il peut se faire une ségrégation des magmas intermédiaires lorsque les températures atteintes seront intermédiaires, ce qui produit les volcans andésitiques des arcs insulaires, ou encore si les températures de fusion atteignent des niveaux plus élevés, il se produit des magmas mafiques alimentant des coulées de laves basaltiques en surface. Dans le cas de la convergence entre une portion de lithosphère océanique et une portion de lithosphère continentale, les volcans se trouvent sur la marge du continent et forment un arc continental. Un bon exemple de cette dernière situation est la Chaîne des Cascades (Cascades Range), dans l'ouest du continent nord américain. Le magmatisme de zone de subduction : cas de l'arc continental Le magmatisme s'apparente à celui des arcs insulaires, mais avec des variantes. Ainsi, le volume de sédiments sur le plancher océanique en bordure des continents est plus imposant, et il se construit un prisme d'accrétion important. Une plus grande quantité de silicates de basses températures est entraînée dans la subduction. La fusion partielle affecte ici aussi la péridotite de la lithosphère inférieure, la croûte basaltiquegabbroïque de la lithosphère supérieure et les minéraux de basses températures des sédiments. Dans les premières phases de la fusion partielle, on pourra produire des magmas intermédiaires et même par endroits des magmas felsiques. Dans les phases plus chaudes, on produira les magmas mafiques qui peuvent alimenter des plateaux de basalte sur certains continents. Dans ces croûtes continentales épaisses, on accumulera aussi des grands stocks granitiques qui peuvent correspondre aux fusion de basses températures et qui à cause de leur faible fluidité ne pourront parvenir jusqu'à la surface. Le volcanisme de point chaud. Le volcanisme de point chaud est un volcanisme intraplaque, qu'on retrouve principalement, mais pas exclusivement, sur la lithosphère océanique. Les chaînons volcaniques de points chauds viennent appuyer la théorie de l'étalement des planchers océaniques. Pour des raisons que l'on comprend encore mal, il se fait en certains points à la base du manteau supérieur, une concentration locale de chaleur qui amène une fusion partielle du matériel. C'est ce qu'on appelle un point chaud. Points chauds et dorsales médio-océaniques Le matériel fondu au niveau du point chaud est moins dense que le matériel ambiant ; de ce fait il remonte vers la surface et vient percer la lithosphère pour former un volcan. Ces volcans de point chaud sont très abondants à l'intérieur des plaques lithosphériques, surtout sur les portions océaniques des plaques. Les fonds océaniques du Pacifique en constituent un bon exemple où on a une multitude de ces volcans, dont la plupart sont sous-marins (guyots), mais dont un bon nombre percent la surface des océans pour former des archipels comme les Carolines, les Marshall ou les îles Hawaii. Les points chauds sont stationnaires et peuvent fonctionner pendant plusieurs millions d'années, jusqu'à 100 Ma même. Les deux schémas qui suivent illustrent la formation d'un chaînon de volcans de points chaud. Si une plaque lithosphérique se déplace au-dessus d'un point chaud qui fonctionne sporadiquement, il se construit un chaînon de volcans. Les volcans les plus vieux se situent à l'extrémité du chaînon qui est la plus éloignée du point chaud, alors que les plus jeunes se situent à proximité du point chaud. On retrouve plusieurs de ces chaînons de volcans de point chaud sur les plaques océaniques, comme par exemple, le chaînon qui va des îles Hawaii jusqu'aux fosses Aléoutiennes-Kouriles (Chaînon Hawaï-Empereur) dans le PacifiqueNord. Ce chapelet de volcans est un bon exemple de la marque laissée sur le plancher océanique par le déplacement d'une plaque au-dessus d'un point chaud. Il a été établi que les volcans d'Hawaii, à l'extrémité sud du chaînon, sont tout à fait récents; ils sont plus jeunes que 1 Ma. L'âge des volcans le long du chaînon est de plus en plus vieux à mesure qu'on s'éloigne d'Hawaii. Le plancher océanique au niveau de la fosse de subduction des Aléoutiennes date de 80 Ma. C'est dire qu'il a fallu 80 Ma pour former le chaînon en entier. Ce dernier s'est formé par le déplacement de la plaque du Pacifique au-dessus d'un point chaud situé sous les îles Hawaii. Le tracé et les âges du chaînon Hawaii-Empereur nous renseignent sur deux choses : 1) la direction du déplacement s'est brusquement modifiée durant le déplacement de la plaque, il y a 40 Ma; durant la période entre -80 et -40 Ma, la plaque s'est déplacée selon le sens et la direction de la flèche rouge, donnant naissance au chaînon Empereur, alors que depuis 40 Ma, le déplacement se fait selon le sens et la direction de la flèche bleue, avec comme résultat le chaînon d'Hawaii; 2) connaissant la distance du déplacement entre deux volcans d'âge connu, on peut calculer la vitesse moyenne du déplacement de la plaque entre ces deux points, ici par exemple, une vitesse moyenne de 6,7 cm/année entre Hawaii et le point de changement de direction du déplacement de la plaque (soit à Kimmei, une distance de 2700 km entre les deux points). On ne sait pas vraiment depuis combien de temps fonctionne ce point chaud puisque, si des volcans ont été formés il y a plus de 80 Ma, ils ont été engloutis en même temps que la plaque du Pacifique dans la zone de subduction des Aléoutiennes-Kouriles et digérés avec elle dans l'asthénosphère. La formation des chaînes de montagnes S'il est une question qui a longtemps embarrassé les géologues, c'est bien la formation des grandes chaînes de montagnes, comme les Rocheuses, les Alpes, les Himalayas ou les Appalaches. Tout modèle explicatif de la formation d'une chaîne de montagnes se doit d'expliquer, puis d'intégrer, chacun des principaux attributs qui caractérisent toutes les grandes chaînes. 1) Les roches sédimentaires, c'est-à-dire ces roches qui proviennent de la transformation de sédiments comme les sables et les boues, sont très abondantes dans les chaînes de montagnes et contiennent des fossiles d'organismes marins, ce qui implique que les sédiments dont elles sont dérivées se sont déposés dans un milieu marin; de plus, leur composition montre qu'une grande partie de ces sédiments se sont déposés dans un bassin océanique. Première conclusion: avant de se retrouver dans une chaîne de montagnes, tout le matériel sédimentaire se trouvait dans un océan. 2) Il y a aussi des roches métamorphiques dans les chaînes de montagnes, ces roches qui sont d'anciennes roches sédimentaires ou ignées transformées sous l'effet de températures et de pressions très élevées. Ces roches métamorphiques occupent une portion bien définie de la chaîne de montagnes. Il faut savoir que le lieu dans la croûte terrestre où il existe à la fois des températures et des pressions très élevées, c'est en profondeur, à au moins quelques kilomètres sous la surface. Seconde conclusion: les roches métamorphiques résultent de la transformation des roches sédimentaires et ignées de la chaîne de montagnes, en profondeur, dans la croûte terrestre. 3) Un autre attribut important des chaînes de montagnes, c'est qu'elles contiennent souvent des lambeaux de croûte océanique (basaltes) coincés dans des failles. Troisième conclusion : non seulement, les sédiments qui forment la chaîne de montagnes se sont-ils déposés dans un bassin marin, mais aussi, sur de la croûte océanique basaltique. 4) S'il est une caractéristique commune à toutes les grandes chaînes de montagnes, c'est bien le fait que les roches y sont déformées à des degrés divers. Depuis longtemps, les géologues qui étudiaient la géométrie de la déformation dans les chaînes de montagnes savaient bien qu'il fallait des forces de compression latérales pour produire une telle géométrie. Il leur fallait donc trouver un mécanisme responsable de ces compressions. Il leur fallait aussi trouver un mécanisme responsable du soulèvement de tout ce matériel déposé dans un bassin océanique qui compose la chaîne. 5) Le plus souvent, il y a une zone de roches sédimentaires non déformées qui jouxte la chaîne déformée proprement dite. Ces roches sédimentaires sont de même âge que celles de la chaîne et représentent habituellement d'anciens sédiments déposés sur les plateaux continentaux. Avant la théorie de la tectonique des plaques, il y avait un superbe débat entre les « horizontalistes » pour qui la formation d'une chaîne de montagnes se faisait sous l'action de forces de compresssion latérales, et les « verticalistes » qui eux évidemment invoquaient de grandes forces verticales. A cette époque le mouvement des plaques était inconnu, ce qui laissait passablement de place à l'imagination. La théorie de la tectonique des plaques vient réconcilier horizontalistes et verticalistes en proposant un modèle qui tient compte des compressions latérales et du soulèvement d'une énorme masse de matériel et en identifiant le moteur responsable des forces nécessaires à la formation d'une chaîne de montagnes déformée. Les schémas qui suivent illustrent les grandes étapes de la formation d'une chaîne de montagnes. Partons de ce qu'on appelle une marge continentale passive (c'est-à-dire une marge où il n'y a pas de mouvements tectoniques significatifs, où il y a absence d'une zone de subduction), comme par exemple celle de l'Atlantique actuelle, où s'accumule sur le plateau continental et à la marge du continent un prisme de sédiments provenant de l'érosion du continent. En s'éloignant de plus en plus de la zone de divergence (non illustrée sur ce schéma), la lithosphère devient de plus en plus dense, simplement parce qu'elle refroidit de plus en plus. Vient un moment où sous la poussée du tapis roulant et l'augmentation de densité, cette lithosphère se fracture et l'une des lèvres s'enfonce sous l'autre, créant une zone de subduction. Le mouvement de translation latérale d'une seule plaque (schéma ci-dessus) se transforme alors en un système de collision entre deux plaques (schéma ci-dessous), une plaque continentale et une plaque océanique. On est passé d'une situation de marge passive à une situation de marge continentale active. Au large du continent, il se forme un arc volcanique insulaire. Le chevauchement progressif de la plaque océanique sur ce qui reste de plaque océanique du côté continental concentre le matériel qui se trouve sur les fonds océaniques pour former un prisme d'accrétion qui croît à mesure de la fermeture entre l'arc volcanique et le continent. La zone de subduction se transforme en zone d'obduction : la collision entre l'arc volcanique et le continent crée un chevauchement important de tout le matériel du prisme d'accrétion sur la marge continentale. L'activité ignée cesse et de grandes masses de roches ignées (en rouge) peuvent rester coincées dans la lithosphère. Finalement, la poursuite du mouvement concentre encore plus de matériel et forme une chaîne déformée que l'on qualifie de chaîne de montagnes immature, en ce sens que la dynamique n'est pas terminée. La marge de cette chaîne immature peut se transformer en une nouvelle zone active (subduction), ce qui permet à la collision de se poursuivre et instaure du volcanisme d'arc continental sur la nouvelle chaîne. Un bel exemple de cette dernière situation est la Cordillère des Andes, reliée à la collision de la plaque océanique de Nazca et la partie continentale de la plaque de l'Amérique du Sud. Mais la véritable chaîne de montagnes mature est celle qui sera formée par la collision entre deux plaques continentales. Dans cette situation, à mesure que se referme l'étau constitué par le rapprochement des deux plaques, il se construit, comme dans le cas précédent, un prisme d'accrétion qui croît progressivement par la concentration du matériel dans un espace de plus en plus restreint, et la chaîne de montagnes s'érige peu à peu. Avec la collision des deux plaques et la cessation du mouvement, la chaîne a atteint sa hauteur maximum et acquis ses caractéristiques. Il y aura une zone de roches non déformées jouxtant les roches déformées de la chaîne, parfois de façon symétrique de part et d'autre de la chaîne. Il y aura aussi des roches métamorphiques très déformées aux racines de la chaîne, car ces dernières se forment sous des températures et des pressions très élevées. On trouvera aussi des lambeaux de croûte océanique basaltique coincés dans des failles. De grandes masses de roches ignées (batholithes et plutons) resteront coincées dans la lithosphère continentale. Un des beaux exemples de chaîne de montagnes formée par la collision entre deux plaques continentales, c'est l'Himalaya qui a été formé par la collision récente, il y a à peine 10 Ma, d'une plaque dont la portion continentale constitue aujourd'hui l'Inde et une grande masse continentale, l'Asie. La chaîne n'est d'ailleurs pas encore réellement stabilisée puisqu'elle se soulève encore.
