de la dérive des continents - SFA Poitiers

Chapitre 6 :
Tectonique des plaques 1 :
dérive des continents et
initiation au paléomagnétisme.
- Cours et Figures dans répertoire sur le BV : 2016-2017/Semestre1/UE
Géosciences 1
- Cours en ligne également sur le site web du département « Géosciences »
de l’Université de Poitiers dans le lien « Ressources pédagogiques ».
Chap. 6 : Tectonique des plaques 1 : dérive des continents et initiation
au paléomagnétisme.
Questions choisies :
- Quelles sont les plus grandes plaques lithosphériques, et en quoi consistent leurs limites ?
- Comment peut-on connaitre la vitesse d’expansion des fonds océaniques ?
- Comment est enregistré le champ magnétique terrestre ?
- Qu’est ce qu’un point chaud ?
Plan :
Introduction : - La dérive des continents de Wegener
- Le moteur et ses critiques
6.1. Identification des grandes plaques lithosphériques
6.1.1 Les grandes plaques lithosphériques
6.1.2 Généralités sur les limites de plaques
6.2. Le paléomagnétisme et le mouvement des plaques
6.2.1 Le champ magnétique terrestre et l’enregistrement dans les roches (TD n°6)
6.2.2 Les variations temporelles du champ magnétique terrestre
6.2.3 Apport du paléomagnétisme à la connaissance de la dynamique lithosphérique
- dérive des continents
- expansion océanique et taux associé (TD n°6)
6.2.4 Notions de mouvement des plaques ; mouvement actuel
6.2.5 Causes du mouvement des plaques
Ce qu’il faut connaitre : questions typiques
Introduction
La dérive des continents de Wegener
- Idée de la mobilité des continents très ancienne, mais c’est A. Wegener en 1912 qui formule une théorie
complète en utilisant différents indices basés sur l’observation :
 Morphologiques : similitude des lignes de rivage (Amérique du Sud / Afrique par exemple)
 Structuraux : continuité des grandes structures géologiques : exemple des chaînes de montagnes
constituées au paléozoïque (-500 à -250 Ma) : chaînes hercynienne et calédonienne
 Paléontologiques : en étudiant des fossiles anciens de 250 Ma, on peut distinguer de grands groupes
répartis actuellement sur différents continents, ce qui n’est pas le cas pour des fossiles plus jeunes
A
Fig. 6.1 : Evidence
morphologique/structurale
(A) et paléontologique (B)
de la dérive des
continents.
(Earth’s dynamic systems, Hamblin
and Christiansen, Ed. Prentice Hall)
B
 Climatiques : en étudiant des terrains du carbonifère ( - 300 Ma), on remarque une répartition
géographique particulière :
 Des terrains houillers (charbon) qui traduisent des climats équatoriaux (chauds et humides) en
Amérique du Nord, Europe et Nord-Est de l’Asie (qui aujourd'hui se retrouvent dans
l’hémisphère Nord)
 Des terrains glacières (tillites) que l’on retrouve en Amérique du Sud, Afrique et Australie
(aujourd'hui dans l’hémisphère Sud)
Evidence climatique de la dérive des
continents.
(Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed.
Prentice Hall)
- Wegener proposait donc qu’à la fin de l’ère primaire (-270 à -250 Ma), les continents actuels étaient
regroupés en un seul : La Pangée, qui était entourée d’un unique océan : la Panthalassa.
- La Pangée se serait fragmentée ensuite en plusieurs blocs continentaux qui ont lentement dérivés les uns
par rapport aux autres.
A
B
Synthèse des différents indices émis par Wegener pour justifier de la dérive des continents - Représentation de la
position des continents à la fin de l’ère primaire (A) et actuellement (B). (web)
- Le moteur et ses critiques
- Wegener proposait que les continents, matériaux légers, flottaient sur le fond des océans, constitués de
matériaux plus denses (voir cours isostasie) et qu’il dérivaient par les forces de marée provoquées par la rotation de la Terre.
- A cause de ce « moteur » faux (calcul par Jeffreys), toute la théorie fut rejetée, avant d’être reprise dans les
années 1960 notamment par des données de géophysique (paléomagnétisme) et la découverte des dorsales et des zones de
subduction.
- Wegener avait raison : la Pangée a bien existée à la fin de l’ère primaire ( - 250 Ma).
6.1. Identification des grandes plaques lithosphériques
6.1.1 Les grandes plaques lithosphériques
- Si on étudie la localisation des volcans les plus actifs et les séismes les plus importants, on se rend compte que
leur distribution dessine le contour de grandes plaques lithosphériques (pas des continents!).
Carte mondiale des
principaux volcans et
séismes.
(web)
Une
plaque
lithosphérique
(croute + manteau
supérieur) n’est ni un
continent, ni un
océan!!
- La plus grande plaque est la plaque « Pacifique », et est constituée uniquement de croute océanique.
- Les autres plaques majeures comportent des croutes océaniques et continentales.
- Il existe 7 plaques majeures : Pacifique, Eurasienne, Amérique du Nord, Amérique du Sud, Afrique, Australie et
Antarctique - Au moins 7 plaques plus petites : Nazca, Inde, Juan de Fuca, Philippines, Arabie, Cocos, Caraïbes.
Chaque plaque lithosphérique
est rigide (sauf à ces frontières)
et
est
en
mouvement
indépendamment des autres
Fig. 6.2 : Principales plaques
lithosphériques. (Earth’s dynamic
systems, Hamblin and Christiansen, Ed.
Prentice Hall)
6.1.2 Généralités sur les limites de plaques
- Il existe 3 limites de plaques :



les zones en divergence où les plaques sont crées : correspond aux dorsales,
les zones en convergence : subduction (disparition de la lithosphère dans le manteau) et collision
continentale,
les failles transformantes, reliant des portions de dorsales, où les plaques coulissent les unes par
rapport aux autres dans un mouvement horizontal cisaillant, sans convergence ni divergence.
Fig. 6.3 : Les 3 types de limites de plaques. (Earth’s
dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)
A ces 3 limites : de nombreux séismes
- zoom sur les plaques en divergence :

Accumulation de chaleur sous une plaque continentale conduisant à un bombement et à une facturation
de la lithosphère. Le magma s’infiltre dans les fissures (nombreuses failles normales) pour donner un
volcanisme continental.

Etirement de la lithosphère avec formation d’un rift continental avec accumulation de sédiment dans la
dépression.

La lithosphère continue de s’étirer et le rift s’enfonce sous le niveau de la mer, les eaux envahissent la
vallée. Les deux lithosphères continentales s’éloignent les unes des autres.

Une croute océanique se forme au niveau de la dorsale (ancien rift) et formation d’un océan.
Fig. 6.4 : Limites de plaques en divergence. Séisme peu
profonds et magmatisme basaltique. (Earth’s dynamic systems,
Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)
- zoom sur les plaques en convergence:

Si les plaques se forment au niveau des zones de divergence, elles disparaissent au niveau des zones de convergence (2
plaques qui se rencontrent).
 La destruction de plaque se fait par l'enfoncement dans l'asthénosphère d'une plaque sous l'autre plaque ; les
résultats (séismes, volcans, chaînes de montagnes, déformations) diffèrent selon la nature des plaques (océaniques ou
continentales) qui entrent en collision.
 3 cas (détail dans le chapitre n°8) :
 2 lithosphères océaniques : création de séries d’iles
volcaniques sur le plancher océanique (cas des Philippines).
 Subduction d’une lithosphère océanique dense (d  3,2)
sous une lithosphère continentale plus légère (d  2,9) –
création d’un arc volcanique continental (cas des Andes).
 2 lithosphères continentales : pas de subduction, car Fig. 6.5 : Limites de plaques en
densités des deux plaques trop proches. Soudure des 2 convergence.
(Earth’s dynamic systems, Hamblin and
plaques, fermeture de l’océan (cas de l’Hymalaya).
Christiansen, Ed. Prentice Hall)
- zoom sur les failles transformantes :

Faille qui relie deux segments de dorsales et qui fait coulisser 2 plaques l’une par rapport à l’autre, dans un mouvement
purement horizontal.
 Le terme « transformante » est utilisé parce que le mouvement entre les deux plaques est « changé » ou
« transformé » à cause du mouvement de chacune d’entre elles : c’est la zone de faille active (voir schéma) ; zone
d’intense sismicité et volcanisme (ex : faille de San Andréas entre la plaque Pacifique et la plaque Nord-Américaine).
Fig. 6.6 : Mouvement relatif de 2 plaques le long d’une faille transformante reliant 2 portions de dorsales océaniques.
(Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)
6.2. Le paléomagnétisme et le mouvement des plaques
6.2.1 Le champ magnétique terrestre et l’enregistrement dans les roches (TD n°6)
Origines du champ magnétique terrestre :
- C’est grâce à l’étude du paléomagnétisme que la théorie de Wegener a été en partie confirmée.
- Le champ magnétique terrestre a pour origine les courants de convection qui brassent la partie externe liquide
du noyau : le noyau peut donc être considéré comme une dynamo.
- Le champ magnétique terrestre peut être assimilé à un dipôle magnétique placé au centre de la Terre et avec un
axe incliné d’environ 11 ° par rapport à l’axe de rotation de la Terre.
Fig. 6.7 : Image
simplifiée du champ
magnétique actuel (web :
Université Paul Sabatier,
Toulouse)
- Les lignes de champ sortent
par
le
pôle
nord
magnétique, situé proche
du pôle géographique Sud
et rentrent au pôle sud
magnétique, proche du
pôle Nord géographique
- Votre boussole indique
donc le sud magnétique !
Paramètres du champ magnétique terrestre (TD n°6) :
En tout point du globe, le champ magnétique est défini par trois paramètres :
• L’intensité qui s’exprime en nannotesla
• L’inclinaison « I » est l’angle entre la direction du champ magnétique et l’horizontale (I est positif si le champ
magnétique s’enfonce dans le sol et négatif s’il en ressort).
• La déclinaison « D » est l’angle entre la composante horizontale du champ et le Nord géographique.
Fig. 6.8 : Définitions de
l’inclinaison et de la
déclinaison du champ
magnétique terrestre
(web :
http://eric.lacouture.free.fr)
- Il existe une relation simple entre
l’inclinaison et la latitude :
tan(I)=2tan(L)
Cette relation permet de fixer la
paléolatitude d’un point à partir de la
mesure de l’inclinaison fossilisé dans
les roches.
Enregistrement du champ magnétique dans les roches :
- Dans les roches, plusieurs minéraux appelés « ferromagnétiques » peuvent acquérir une aimantation en
présence d’un champ magnétique et le garder en mémoire. C’est le cas des oxydes de fer (hématite, magnétite) et de
titane.
- Cette fossilisation du champ dans les roches peut se produire si la température est inférieure à une valeur limite,
dite de « Curie » (ex : Tc=585 °C pour la magnétite), où alors tous moments magnétiques sont orientés suivant le champ
magnétique ambiant.
- Cela peut se produire pour des roches éruptives où l’aimantation est acquise durant le refroidissement (cas des
basaltes émis au niveau des dorsales - aimantation thermorémanente).
Fig. 6.9 : Aimantation
thermorémanente.
Le processus se passe à l’état solide
sous la température de Curie (A).
Petit cône volcanique à l’axe de la
dorsale atlantique constitué de
basaltes ayant enregistrés le champ
magnétique ambiant (B). (Eléments de
Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)
A
B
6.2.2 Les variations temporelles du champ magnétique terrestre
- Il existe des variations du champ magnétique allant de quelques années à des millénaires (les variations
séculaires) et des variations à plus longs termes (Ma d’année).
- Concernant les variations séculaires : exemple : en France l’inclinaison a varié entre 55 et 75° et la déclinaison
entre -25 et +25 ° depuis J.C.
Courbes montrant la variation
séculaire du champ magnétique à
Paris.
Courbe pleine rouge : obtenues sur des
briques datées 1940 à 1600. Courbe
pointillée : observations directes.
(Eléments de Géologie, Renard et al., Ed.
Dunod)
- Comme le champ varie rapidement à
l’échelle du siècle, si l’on fait une
moyenne
sur
un
temps
suffisamment long (qq milliers
d’années), ces variations s’annulent
et seul intervient alors les variations
à plus long termes.
- Ce sont les variations à long terme
qui intéressent les géologues pour
étudier le mouvement des plaques.
- Sur plusieurs Ma : l’aimantation de plusieurs coulées voisines émises au niveau des dorsales océaniques ont des
directions voisines mais des sens variables (observations faites dès 1903).
- L’aimantation de certaines coulées sont de même sens que le champ actuel (« époques » ou « anomalies »
normales), alors que d’autres ont une aimantation opposée (« époques » ou « anomalies » inverses).
Fig. 6.10 : Echelle des polarités
magnétiques depuis 4 Ma. On a
indiqué les correspondances des
polarités (signes de « I ») et l'âge des
coulées/roches étudiées.
(Earth’s dynamic systems, Hamblin and
Christiansen, Ed. Prentice Hall)
- L’inversion du champ magnétique est très rapide à l’échelle des temps géologiques (entre 15 000 et 20 000 ans),
qui permet de s’affranchir de ces variations lorsque l’on s’intéresse à deux roches datées de plus de 1 Ma d’écart.
- On peut se servir de ces périodes courtes d’inversions pour retracer la migration des pôles magnétiques.
Simulation de l’inversion du champ
magnétique terrestre (NASA)
Fig. 6.11 : Position du pôle sud magnétique au cours d’une inversion du
champ magnétique.
Enregistrée dans des laves de l’Orégon. Inversion survenue il y a 19 Ma (de « inverse » à
« normal ») et la trajectoire s’est réalisée en 15 000 ans. Les pointillés indiquent la trajectoire sur
l’autre face du globe.
(Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)
- On peut se servir de ce type de données pour déterminer la paléolatitude des continents (ou des plaques).
6.2.3 Apport du paléomagnétisme à la connaissance de la dynamique lithosphérique
- dérive des continents
- On a étudié le paléomagnétisme des roches continentales dont les âges de formation couvraient une assez
longue période.
- De cette façon, on a pu reconstituer la position du paléo-pôle magnétique au cours du temps pour un continent
donné.
- En réalisant ce genre d’études pour des roches appartenant à différents continents actuels, on a pu comparer les
différentes trajectoires des pôles (une seule ou plusieurs)
(1) R est la rotation du bloc
Amérique/Europe
nécessaire
pour
superposer les paléo-pôles depuis 180 Ma
(revient à fermer les effets de l’ouverture de
l’Atlantique Nord)
(2) Avant l’ouverture de l’Atlantique Nord, les
deux
trajectoires
sont
superposées,
suggérant que les deux continents étaient
regroupés en un seul (La Pangée)
Fig. 6.12 : Courbes de dérives apparentes des paléo-pôles magnétiques
mesurées à partir de sédiments et de laves pour l’Amérique du Nord et
l’Europe. (Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)
- NB : Ce sont bien les continents qui
bougent par rapport à un pôle, et non l’inverse
(d’où le terme de « apparent » pour la dérive du
pôle), car il ne peut y avoir deux pôles sud
magnétiques pour une période donnée.
6.2.3 Apport du paléomagnétisme à la connaissance de la dynamique lithosphérique
- expansion océanique et taux associé (TD n°6)
- Les études sur des laves continentales et océaniques, ainsi
que sur des sédiments se sont multipliées et ont permis de
mettre en évidence de nombreuses inversions (polarité
« normale » à « inverse »).
- Ces laves et sédiments étant parfaitement datées (par
radiochronologie), une échelle magnétostratigraphique a
pu être constituée.
Exemple d’échelle magnétostratigraphique (anomalie et âge). (Web,
Académie de Dijon)
- Le tapis déroulant des océans ou l’étalement des fonds océaniques :
 Au niveau d’une dorsale : au cours de la solidification du magma, enregistrement de la direction du
champ magnétique (exemple : polarité normale) de l’époque de la cristallisation
 Avec le temps, la première croute océanique formée s’éloigne de plus en plus de la dorsale, et une autre
croute se forme au niveau de la dorsale enregistrant ainsi une autre direction de champ magnétique
(polarité inverse)
- Notez
que
les
séquences
d’inversion magnétique au fond
des océans se lisent de manière
horizontale (la roche la plus jeune
étant au niveau de la dorsale et la
plus vieille à l’opposée).
- Cette même séquence reprise sur
un continent (ophiolite par
exemple) se lirait verticalement
(avec la roche la plus jeune au
somment de la séquence).
Fig. 6.13 : Principe du tapis déroulant des fonds océaniques. (Earth’s
dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)
- Magnétisme des fonds océaniques :
 Au niveau d’une dorsale : anomalies symétriques par rapport à la dorsale.
 En mesurant l’âge des roches émises et leur anomalie (distance par rapport l’axe de la dorsale), on peut
estimer des vitesses d’expansion océaniques.
 Exemple : dans l’océan Atlantique central :
 La croute au niveau de la dorsale est
actuelle
 La croute qui jouxte les continents
africains (au niveau de la Mauritanie) et
atlantique Central est vieille de 160 Ma, et
la
distance
Mauritanie/continent
Amérique central est de 7000 km
 vitesse d’expansion = 4,3 cm/an
 ou 2,15 cm/an pour chaque bord de
la dorsale
 La dorsale Atlantique est qualifiée de
dorsale « lente » (détail dans chapitre
n°7), et sa vitesse d’expansion n’est pas
constante tout le long de la dorsale.
Fig. 6.14 : Age des fonds océaniques. Une croute océanique n’excédera jamais plus de
180/200 Ma. (Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)
6.2.4 Notions de mouvement des plaques ; mouvement actuel
Le mouvement de deux plaques se déplaçant sur le globe peut être décrit de deux façons :
- (a) Soit à partir d’un repère externe aux deux plaques, et qui peut être considéré comme fixe sur le globe : c’est un
mouvement absolu ; c’est le mouvement par rapport à un « point chaud ».
 Le point chaud crée des alignements volcaniques considérés comme la trace laissée à la surface de la
lithosphère mobile par des panaches chaud d’origine profondes et fixes.
 Alignements volcaniques les plus connus : les chaines du Pacifique : Empereur-Hawaï, Polynésie.
Age des édifices volcaniques de la chaine
empereur-Hawaï et de leur substratum
océanique. (Eléments de Géologie, Renard et al., Ed.
Dunod)
Carte mondiale des points chauds. (web : USGS)
Le mouvement de deux plaques se déplaçant sur le globe peut être décrit de deux façons :
- (b) Soit à partir d’un repère lié à l’une des deux plaques (on considère une plaque fixe et on étudie le
mouvement de l’autre par rapport à celle qui est fixe) : c’est un mouvement relatif
• On considère que le mouvement d’une plaque A par rapport à une plaque B, considérée comme fixe, est décrit par
une rotation autour d’un axe imaginaire (axe d’Euler) passant par le centre de la Terre et perforant le globe en deux
pôles dits « Eulériens ».
• Cet axe contient les centres des cercles passant par les failles transformantes des deux plaques.
• Les vitesses aux 2 pôles Eulériens sont nulles et sont maximum à l’équateur. On définit alors le mouvement de A par
rapport à B par la vitesse angulaire de rotation et les coordonnées d’un des deux pôles eulériens (latitude et
longitude).
Fig. 6.15 : Définition des
principaux paramètres du
mouvement d’une plaque sur
une sphère. (Eléments de Géologie,
Renard et al., Ed. Dunod)
- Notez que l’axe Eulérien n’est pas
nécessairement confondu avec l’axe de
rotation de la Terre ou l’axe magnétique
terrestre.
- Notez que si le mouvement absolu
d’une plaque est connu, et que l’on a les
mouvements relatifs de toutes les autres
plaques, les mouvements absolus de
toutes les plaques sont connues.
Utilisation de l’orientation des failles
transformantes pour déterminer le pôle de rotation
entre les plaques Afrique et Amérique du Sud
(Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)
Mouvement actuel des plaques :
En intégrant les données d’anomalies magnétiques et les mouvements des plaques mesurés directement par satellites
et lasers, on a une bonne connaissance des vitesses relatives des plaques lithosphériques majeures :
- Les plaques les moins rapides
comprennent
beaucoup
de
lithosphère
continentale
:
eurasiatique, Nord-américaine.
- Les plaques les plus rapides sont
toutes majoritairement océaniques :
Pacifique, Nazca.
- La vitesse d’une plaque est d’autant
plus rapide qu’elle comporte des
frontières de type « subduction » :
Pacifique et Nazca. Ce seraient les
zones de subduction qui « tireraient »
les plaques.
Fig. 6.16 : Vitesses relatives et direction de mouvement des principales
plaques lithosphériques. Les plaques bougent à des vitesses différentes. La
longueur des flèches est proportionnelle à la vitesse de la plaque (cm/an). (web)
6.2.5 Causes du mouvement des plaques
- Le but de la « Terre » est de se refroidir pour atteindre un équilibre thermique avec l’espace froid. En d’autre terme, la
tectonique des plaques a pour but de transporter la chaleur du noyau et manteau de la Terre vers sa surface.
- Pour cela, différents modèles sont débattus dans la communauté scientifique pour expliquer le mouvement des plaques
lithosphériques :
- Ces modèles impliquent le plongement des
Modèles faisant intervenir les cellules de convection dans le manteau
plaques dans le manteau inférieur (à droite)
(asthénosphère)
ou leur maintien à la limite des 670 km
Modèle à une cellule « active »
Modèle à deux cellules « actives » (limite entre manteau sup. et inf., qui est une
limite minéralogique et rhéologique) (à
gauche).
- Les dorsales sont liées directement à la
convection du manteau supérieur qui est
appauvri par rapport à la composition du
manteau primitif (le manteau sup. a donné la
majorité du matériel nécessaire à la
construction de la croute continentale, d’où
le terme « appauvri »).
Fig. 6.17 : Deux modèles de convection du manteau à deux
couches. (Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)
- Les basaltes des points chauds sont issus
d’un
manteau
plus
profond,
indépendamment des dorsales.
6.2.5 Causes du mouvement des plaques
Modèle basé sur les forces générées par les plaques elles-mêmes :
Fig. A :
A
la
subduction
interviendrait à cause de
la
densité
plus
importante, par rapport
à
celle
de
l’asthénosphère,
des B
lithosphères
froides
océaniques
localisées
loin des dorsales.
- La gravité « ouvrirait »
la lithosphère au niveau
des dorsales (« rifts
bombés »).
Fig. 6.18 : Modèle basé sur les forces générées par les plaques
elles mêmes pour expliquer le moteur de la tectonique des
plaques - Principe (A) – Détail des forces agissant sur deux plaques en
contexte de subduction d’une lithosphère océanique sous une
lithosphère continentale (B).
(Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall ; Eléments
de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)
Fig. B :
- P : poussée gravitaire à la
ride, proportionnelle à l'âge
de la plaque au point A
- C : couplage avec la
convection
- T : traction de la plaque
plongeante (« slab pull ») :
proportionnelle à la longueur
de la plaque plongeante et à
son âge
- cb : cisaillement due à
l’asthénosphère plus visqueux
- f : friction suivant le plan de
subduction
- r : résistance du manteau à
l’enfoncement
CE QU’IL FAUT RETENIR/SAVOIR : questions typiques :
- Quelles critères Wegener avait utilisés dès 1912 pour justifier son idée de « dérive des continents » ?
- De quoi peut être constituée une plaque lithosphérique ?
- Quelles peuvent-être les trois types de frontières d’une plaque lithosphérique ?
- Comment est généré le champ magnétique terrestre ?
- Quels sont les minéraux d’une roche qui peuvent fossiliser le champ magnétique terrestre ?
- Quel est l’âge des plus « vieux » fonds océaniques sous les océans ?
- Quels sont les plaques lithosphériques qui se déplacent le plus rapidement ? Pourquoi elles ?
- Donner un exemple de « moteur » pour le mouvement des plaques lithosphériques.
PROCHAIN COURS:
Chapitre 7 :
Tectonique des plaques 2 :
dynamique de la lithosphère
océanique.