[PDF] [PDF] Introduction à la tectonique active - Les mouvements des plaques

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CH1: Introduction à la tectonique active-Les mouvements des plaquesStructure de la terre:La Terre est constituée d'une succession de couches de propriétés physiques différentesdépendant de la composition chimique, de la densité, de la température.Au centre, lenoyau, qui représente 17% du volume terrestre, et qui se divise en noyau interne solide etnoyau externe visqueux; puis le manteau, qui constitue l'essentiel du volume terrestre,81%, et qui se divise en manteau inférieur solide et manteau supérieur principalementplastique, mais dont la partie tout à fait supérieure est solide; et enfin la croûte (ouécorce), qui compte pour moins de 2% en volume et qui est solide.

Figure1.1:-Coupes schématiques sur le globe terrestre (documentsUniversité de Laval, Québec)La lithosphère:couche solide externe qui comprend une partie du manteau supérieur etla croûte terrestre, est divisée en plaques (plaques tectoniques) qui se déplacent les unespar rapport aux autres sous l'effet des courantsde convection qui animentl'asthénosphère, couche plastique inferieur du manteau supérieur.La lithosphère se présente comme un ensemble rigide et par conséquent fragile; latempérature et la pression, qui augmentent avec la profondeur, modifient cecomportement, qui devient de plus en plus ductile, c'est-à-dire capable de se déformersans casser. Ce passage du domaine cassant au domaine ductile marque la limitelithosphère-asthénosphère.Ces courants de convection dans l'asthénosphère sont générés par laforte chaleur dunoyauetdel"activité atomiqued"éléments radioactive (U:uranium, K:potassium, Th:thorium) qui se trouvedans lemanteau.

Types de croûte terrestre: on distingue deux types lacroûteocéanique etcroûtecontinentale-la croûte océanique qui est formée de roches basaltiques de densité 3,2 et qu'on nommeaussi SIMA (silicium-magnésium) . C'es t u n socl e rocheu x " éphémèr e " produi t parl'arrivée sur les dorsales océaniques de magma qui refroidit. Sous l'effet desdéplacements des plaques tectoniques océaniques elle " retourne " fondre dansl"asthénosphère.-la croûte continentale:qui se situe au niveau des continents. Ce sont des socles rocheux" originels " formés lors du refroidissement de la planète. Elle est plus épaisse et de plusfaible densité (roches granitiques à intermédiaires de densité 2,7 à 3). On la nomme SIAL(silicium-aluminium). C'est un socle rocheux persistant.La couverture sédimentaireest une mince pellicule de sédiments produits et redistribuésàla surface de la croûte par les divers agents d'érosion (eau, vent, glace) et qui comptepour très peu en volume.Plaquestectoniques:

Figure 1.2:La très grande majorité des séismes est localisée sur desfaillesà la frontière desplaques tectoniques.

Les plaques tectoniques sont en général " mixtes " et de tailles très variables: les plaquescontinentales sont souvent associées dans leurs déplacements à un " morceau " de plaqueocéanique.La tectonique des plaques est donc une théorie scientifique qui explique que lesdéformations de la lithosphère sont les conséquences des forces internes de laterre(chaleur de convection asthénosphérique)et que ces déformations se traduisent par ledécoupage de la lithosphère en un certain nombre de plaques rigides (12) qui bougent lesunes par rapport aux autres en " glissant " sur l'asthénosphère.Type de frontière entre les plaques tectoniques:-les zones d'expansion,océanique, dans lesquelles naît de la croûte océanique,-les zones de subduction, dans lesquelles disparaît du matériel crustal,-les zones transformantes, le long desquelles coulissent des plaques ou des fragments deplaques sans création ni résorptionde croûte.

Figure1.2:Types de frontières entrelesplaquestectonique(Document Université de laval-Québec)Les mouvements relatifs entre les plaques définissent trois types de frontières entreelles:les frontières divergentes, là où les plaquess'éloignent l'une de l'autre et où il y aproduction de nouvelle croûte océanique; ici, entre les plaques A et B, et D et E;les frontières convergentes, là où deux plaques entrent en collision, conséquence de ladivergence; ici, entre les plaques B et C,et D et C;les frontières transformantes, lorsque deux plaques glissent latéralement l'une contrel'autre, le long de failles; ce type de limites permet d'accommoder des différences devitesses dans le déplacement de plaques les unes par rapport aux autres, comme ici entreA et E, et entre B et D, ou même des inversions du sens du déplacement, comme ici entreles plaques B et E.

LimitesDivergentesLe phénomène de divergence commence sur un continent par la formation d'un fosséétroit ou rift accompagnéd'un volcanisme basaltique. Le rift s'élargit et s'approfondit. Ilfinit par être envahi par la mer. Le rift central devient alors une dorsale médio-océanique,dont l'activité agrandit progressivement la taille de l'océan.Les schémas suivants illustrent le processus de création d'un rift continental et sonévolution vers une dorsale océanique sous l'action du mouvement divergeant en partiesupérieure des cellules de convection de l'asthénosphère.

Figure 1.3:création d'un rift continental et son évolution vers une dorsale océaniquePhase .1: plaque continentale cause une dilatation de la matière qui conduit à unbombement de la lithosphère. Il s'ensuit des forces de tension qui fracturent la lithosphèreet amorcent le mouvement de divergence. Le magmaviendra s'infiltrer dans les fissures,ce qui causera par endroits du volcanisme continental; les laves formeront des volcans ous'écouleront le long des fissures.Un exemple de ce premier stade précurseur de la formation d'un océan est la vallée duRio Grande aux USA.Phase .2: La poursuite des tensions produit un étirement de la lithosphère; il y aura alorseffondrement en escalier, ce qui produit une vallée appelée un rift continental. Il y aurades volcans et des épanchements de laves le long des fractures.Le Grand Rift africain en Afrique orientale en est un exemple.Phase .3: envahissent la vallée. Deux morceaux de lithosphère continentale se séparentet 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 dorsaleembryonnaire; c'est le stade de mer linéaire, comme par exemple la Mer Rouge.Phase .4:L'élargissement de la mer linéaire par l'étalement des fonds océaniques conduità la formation d'un océan de type Atlantique, avec sa dorsale bien individualisée, sesplaines abyssales et ses plateaux continentaux correspondant à la marge de la croûtecontinentale.N-B: Les dorsales océaniques constituent des zones importantes de dissipation de lachaleur interne de la Terre.

Figure1.4:Coupeschématique du cycle des fonds océaniques (Document Université de Laval-Québec)La convection dansl'asthénosphère provoque des concentrations de chaleur en certaineszones où le matériel chauffé se dilate, ce qui explique le soulèvement correspondant à ladorsale océanique. La convection produit, dans la lithosphère, des forces de tension quifont quedeux plaques divergent; elle est le moteur du " tapis roulant ", entraînant lalithosphère océanique de part et d'autre de la dorsale. Entre les deux plaques divergentes,la venue de magma crée de la nouvelle croûte océanique.

Figure1.5:Coupe schématique de détail d'une dorsale (Documen t Universit é d e Laval-Québec)L'étalement des fonds océaniques crée dans la zone de dorsale, des tensions qui setraduisent par des failles d'effondrement et des fractures ouvertes, ce qui forme au milieude 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. Unepartie de ce magma cristallise dans la lithosphère, alors qu'une autreest expulsée sur lefond océanique sous forme de lave et forme des volcans sous-marins. C'est ce magmacristallisé qui forme de la nouvelle croûte océanique.Amesure de l'étalement des fondsc'est donc ainsi que se crée perpétuellement de la nouvelle lithosphèreocéaniqueaux niveauxdes frontières divergentes, c'est-à-dire sur les dorsales médio-océaniques. Ceprocessus explique comment se sont formés les océans entre les continents.Sur les zones de divergence des plaques océaniques, la lithosphère océanique dépasserarement 10-15 km d'épaisseur, les séismes sont donc tous superficiels sur ces zones.Les plaques océaniques divergent de part et d'autre de la dorsale océanique. Cephénomène estcompensé par des apports de magma basaltique qui se solidifie en formede " coussins ". Ainsi la dorsale océanique est le lieu de création de la croûte océanique.En se refroidissant, les laves " fixent " l'orientation du champ magnétique dumoment.

Figure1.6:Datation des fonds océaniques par les inversions de polarité magnétique. (DocumentUSGS)Les fonds marins ont la polarité magnétique qui correspond à celle des pôles au momentoù ils ont été créés par refroidissement du magma sortant sur la dorsale. Les relevés depolarité des fonds sous-marins (que l'o n peu t dater), permettent de situer les époquesd'inversion de la polarité du globe, donc de définir leur vitesse de progression. La vitessed'expansion des fonds océaniques varie de 1 à 2 cm paran pour les dorsales lentes, etatteint jusqu'à 10 cm et plus pour les dorsales rapides. Les dorsales lentes, telle la dorsalemédio-atlantique, présentent dans leur partie médiane, un rift, fossé profond de 2 000 met large de 20 à 30 km, alors que les dorsales rapides, comme la dorsale Est-Pacifique, ensont dépourvues et ne présentent qu'un relief modéré.Leschambres magmatiques n'ysont qu'à quelques kilomètres de profondeur.L'étude de ces champs magnétiques a mis en évidence la symétrie des fonds, d'autant plusanciens qu'éloignés de la dorsale. Les fonds océaniques les plus âgés avaient été forméspendant le jurassique ce qui indique qu'ils " disparaissent " puisqu'il n'y a pas de croûte

océanique aussi âgée que les croûtes continentales. On observecette " disparition " surles limites convergentes en subduction.LimitesConvergentesAujourd'hui les géophysiciens sont d'accord pour dire que la terre n'est pas en expansion.Si la surface de la terre est un espace fini, le fait qu'il y ait création dematière auxfrontières divergentes implique que de la lithosphère est détruite ailleurs pour maintenirconstante la surface terrestre. Cette destruction se fait sur certaines frontièresconvergentes. La destruction de plaque se fait par l'enfoncement dansl'asthénosphèred'une plaque sous une autre plaque et par la fusion progressive de la portion de plaqueplongeant dans l'asthénosphère : le phénomène de subduction. Les manifestations de cetteconvergence diffèrent selon la nature des plaques (océaniquesou continentales) quientrent en collision.Lorsque le mouvement de convergence fait " s'affronter " deux continents, donc deuxplaques " légères ", le mécanisme de subduction d'une plaque plus dense que l'autre nepeut s'amorcer " aisément ". On assiste àun phénomène de surrection des continents :formation et croissance de chaînes de montagnes.Subduction des plaques océaniquesUn premier type de collision résulte de la convergence entre deux plaques océaniques.Dans ce genre de collision, une des deuxplaques (la plus dense, généralement la plusvieille) s'enfonce sous l'autre : c'est le phénomène de subduction (littéralement: conduireen-dessous).La ligne d'émergence du plan de subduction correspond à une fosse océanique.L'inclinaison des plans de subduction varie de 20 à 45°. Sur la bordure de la plaquechevauchante, s'accumulent des écailles tectoniques constituées par les sédiments quisont refoulés. Cet empilement constitue le prisme d'accrétion tectonique. La plaquechevauchante peut être une plaque continentaleou, parfois, une autre plaque océanique.On y observe alors un archipel d'îles volcaniques séparé du continent par un bassinmarginal (Japon, Antilles).

Figure1.7:Subductionentre plaques océaniques (Document Université de Laval-Québec)

L'asthénosphère "digère" peu à peu la plaque lithosphérique subducte. Vers 100-150kmde profondeur les conditions(hydratation,pression-température-haute pression basetempérature)provoquent la fusion partielle de cette plaque. Le magma résultant(visqueux), moins dense que le milieu ambiant, monte vers la surface. Une grande partiede ce magma reste emprisonnée dans la lithosphère, mais une partie est expulsée à lasurface, produisant des volcans sous la forme d'une série d'îles volcaniques (arc insulairevolcanique) sur le plancher océanique. De bons exemples de cette situation se retrouventdans le Pacifique-Ouest, avec les grandes fosses des Mariannes, de Tonga, des Kourileset des Aléoutiennes, chacune possédant leur arc insulaire volcanique, ainsi que la fossede Puerto Rico ayant donné naissance à l'arc des Antilles bordant la mer des CaraïbesAtlantique.Un second type de collision avec subduction est le résultat de la convergence entre uneplaque océanique et une plaque continentale. Dans ce type de collision, la plaqueocéanique plus dense s'enfonce sous la plaque continentale.

Figure1.8:Subduction d'une plaque océanique sous une plaque continentale (Document Universitéde Laval-Québec)Les basaltes de la plaque océanique et les sédiments du plancher océanique s'enfoncentdans du matériel de plus en plus dense. Rendue à une profondeur excédant les 100 km, laplaque est partiellement fondue. Comme dans le cas précédent,la plus grande partie dumagma restera emprisonnée dans la lithosphère (ic i continentale ); le ma gma qui auraréussi à se frayer un chemin jusqu'à la surface formera une chaîne de volcans sur lescontinents (arc volcanique continental). De bons exemples decette situation se retrouventà la marge du Pacifique-Est, comme les volcans de la Chaîne des Cascades (CascadeRange) aux USA (incluant le Mont St. Helens) résultat de la subduction dans la fosse deJuan de Fuca et ceux de la Cordillères des Andes en Amérique du Sud reliés à la fosse duPérou-Chili. Dans une phase avancée de la collision, le matériel sédimentaire qui setrouve sur les fonds océaniques et qui est transporté par le tapis roulant vient seconcentrer au niveau de la zone de subduction pour former un prisme d'accrétion.

Cas particulier de l'obductionL'obduction est le chevauchement de la croûte continentale par de la croûte océanique.Elle peut être la conséquence d'une évolution particulière: transformation d'une dorsaleocéanique en zone de convergence (subduction), résorption du domaine océanique,l'affrontement du continent et de la zone de subduction provoquant l'expulsion du fondocéanique sur le continent (c'est le cas de la Nouvelle-Calédonie).Ce phénomène suscite un grand intérêt chezles géologues. En effet, il permet d'observeraisément en trois dimensions un fragment de croûte océanique. Dans le Sultanat d'Omanon trouve une zone d'obduction d'une étendue longue de 500 km et large de 100 km.Surrection des plaques continentalesUntroisième type de collision implique la convergence de deux plaques continentales,elle s'accompagne de leur surrection. Les illustrations suivantes décrivent le phénomène.

Figure1.9:Phase 1(Document Université de Laval)L'espace océanique serefermant au fur et à mesure du rapprochement des deux plaquescontinentales, le matériel sédimentaire du plancher océanique, plus abondant près descontinents, et celui du prisme d'accrétion se concentrent de plus en plus; le prisme croît.Lorsque lesdeux plaques entrent en collision, le mécanisme se coince: le moteur dudéplacement (la convection dans le manteau supérieur) n'est pas assez fort pour enfoncerune des deux plaques dans l'asthénosphère à cause de la trop faible densité de lalithosphère continentale par rapport à celle de l'asthénosphère. Tout le matérielsédimentaire est comprimé et se soulève pour former une chaîne de montagnes où lesroches sont plissées et faillées. Des lambeaux de la croûte océanique peuvent même êtrecoincés dans desfailles. Les deux plaques continentales se soudent pour n"en formerqu"une seul qui s"épaissiten altitude et en profondeur.

Figure1.10:Phase 2(Document Université de Laval-Québec)Toutesles grandes chaînes de montagnes plissées ont été formées par ce mécanisme. Un bonexemple récent de cette situation, c'est la soudure de l'Inde au continent asiatique, il y a à peinequelques millions d'années, avec la formation de l'Himalaya.Exemple de subduction:

Figure 00-Coupes sur la subduction Antillaise (Documents Géo-Ter)La coupe schématique de gauche représente les différents domaines sismogènes associés à la subduction est-caribéenne et leurs mécanismes. En C, le plan de subductionlui-même, ou sont attendues les magnitudes les plusélevées (les surfaces de ruptures les plus importantes). En A et B les séismes générés par les contraintes en bordure dela plaque Caraïbe, de magnitudes possibles moins élevées (dimensions des failles moins importantes), mais pouvantêtre (zone A) très proches des constructions et in fine aussi violents (mais aux effets plus localisés) sur les terresémergées. En D et E, les séismes profonds dus aux ruptures de la plaque subducte sous son propre poids (Ces dernierssont très amortis lorsqu'ils arrivent à la surface).A droite une coupe sur les épicentres localisés : on reconnaît les différents domaines auxquels s'ajoutent lesséismes dus aux contraintes sur la plaque Amérique (zone de croûte océanique de l'Atlantique) à proximité duplan de subduction.

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