Tectonique des plaques - espaces-geo

Océanographie géologique
Tectonique des plaques
Chapitre 1c
Tectonique
Source :
Université de Strasbourg (France)
Introduction
La limite des plaques est l’élément structural le plus significatif de la planète vu qu’il
reflète la dynamique interne de la terre (Fig. 1.32). La figure 1.3 illustre la géographie des
plaques terrestres. La surface terrestre rigide ou lithosphère est divisée en une mosaïque de 7
plaques majeures et quelques plaques plus petites. Les plaques principales sont limitées par
des rides océaniques, fosses et système de chaînes montagneuses récentes. Elles incluent les
plaques pacifique, eurasienne, nord américaine, sud américaine, africaine, australienne et
antarctique. La plus large est la plaque Pacifique, elle se compose presque principalement de
croûte océanique et couvre environ 20% de la surface terrestre. Les autres plaques sont
constituées de croûte océanique et continentale. Il n’y a pas de plaques majeures constituées
uniquement de croûte continentale. Les autres plaques incluent la Chine, les Philippines,
l’Arabie, Juan de Fuca, Cocos, Caraïbes et Ecosse ainsi que quelques autres qui n’ont pas été
définies précisément. Les petites plaques se forment à proximité des limites convergentes des
plaques majeures où se produisent des collisions entre 2 continents ou entre continent et
océan. Les petites plaques sont caractérisées par des mouvements complexes et rapides. Les
plaques prises isolément ne sont pas des structures permanentes, elles sont en mouvement
(i.e., rotation) permanent et changent continuellement de taille et de forme. Les plaques sans
croûte continentale peuvent disparaître entièrement au niveau des zones de subduction. Une
plaque peut changer de taille par accrétion de nouvelle croûte océanique le long de la marge
passive.
Figure 1.32 – Tectonique des plaques – Hamblin & Christiansen, 1995
Limites des plaques
Il existe 3 types de limites de plaques:
(1) divergente – zone de tension où les plaques s’écartent ;
(2) convergente – zone de collision où une plaque s’enfonce dans le manteau ;
(3) faille transformante – zone de cisaillement où les plaques glissent latéralement.
Chaque plaque tectonique est rigide et se déplace comme une unité mécanique (i.e., une
partie bouge, toute la plaque bouge). Il y a relativement peu de modifications dans le centre de
la plaque. Presque toute l’activité tectonique se produit aux limites des plaques tectoniques.
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Figure 1.33 – Types de limite entre les plaques lithosphériques – USGS web site
Processus au niveau des divergences
Les plaques se fragmentent et s ‘écartent (Fig. 1.34). Lorsque la divergence se produit en
milieu continental, un rift se développe, les fragments continentaux s ‘écartent et un nouveau
bassin océanique se développe (Fig. 1.35). Il s’agit d’une zone caractérisée par des tensions,
provoquant des fractures, failles et fissures. La magma basaltique est injecté dans les fissures
ou s’épanche à la surface du plancher océanique. Le magma se refroidit et devient partie
prenante des plaques en mouvement. Ce sont des zones les plus actives en ce qui concerne
l’activité volcanique sur terre mais peu spectaculaire, caractérises par des éruptions
uniquement au niveau des fissures. L’importance du volcanisme est soulignée par le fait que
durant 200 Ma plus de 50% de la surface terrestre a été créée par cette activité volcanique au
niveau des divergences. A l’exception des rifts en Afrique et à l’ouest de l’Amérique du nord,
toutes les zones de divergences sont submergées et donc non observables directement. Il
existe des exemples de rifting continental à différents stades dans le monde, du stade initial
(i.e., Est de l’Afrique) vers la maturité (i.e., Océan Atlantique).
Figure 1.34 - Divergence – Gabler et al., 1994
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Par exemple, la ride médio-Atlantique s’étend de l’Afrique à l’Arctique. Elle se
caractérise par un taux d’expansion de 2.5 cm/an (i.e., 25 km/Ma). Il s’agit d’un phénomène
lent mais qui cause des déplacements sur des milliers de kilomètres vu sa durée sur plusieurs
millions d’années. Vu la taille de la terre, la création de nouvelle croûte océanique doit être
compensée ailleurs par un recyclage au niveau des limites convergentes.
Fig. 1.35 – Evolution au niveau
d’une divergence – Hamblin &
Christiansen, 1995
Processus au niveau des convergences
Il s’agit de zones où se produisent des phénomènes géologiques complexes avec activité
volcanique, déformation crustale et surrection de chaînes de montagne (Fig. 1.36). Les
processus dépendent de la nature des croûtes en collision.
(a) Collision océan-océan: une des plaques océaniques passe sous l’autre par subduction.
La plaque subductée s’enfonce dans l’asthénosphère où elle s’échauffe et est
incorporée dans le manteau.
(b) Collision continent-océan : la plaque continentale plus légère résiste et la plaque
océanique s’enfonce.
(c) Collision continent-continent: il n’y a pas de subduction possible, l’une des plaques
peut passer au-dessus de l’autre pour une courte distance. Les deux masses
continentales sont comprimées et les continents finissent pas s’assembler en une seule
masse continentale avec une chaîne de montagne qui souligne la suture.
Dans les zones de subduction, l’interaction entre les 2 plaques est visible sur les profils de
sismique réflection. Les sédiments non consolidés s’accumulent et constituent un prisme
d’accrétion. La zone de convergence se marque par une fosse océanique, le mouvement
descendant de la plaque génère une zone inclinée d’activité sismique.
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Fig. 1.36 – Types de convergences – USGS web site
Exemples de convergences:
- Dans le Pacifique, la collision entre les plaques eurasiennes et philippines est
responsable de la formation de l’arc insulaire du Japon.
- Au niveau de l’Amérique du sud, les plaques sud américaines et Nazca se rejoignent et
forment une fosse le long de la côte sud ouest américaine ainsi que la chaîne des
Andes à l’arrière.
- Au niveau de l’Océan Indien, la plaque australienne a heurté la plaque asiatique et
engendré la chaîne himalayenne.
Processus au niveau des failles transformantes
Les failles transformantes représentent des zones de cisaillement où il n’y a ni destruction,
ni création de croûtes. Le mouvement est horizontal, parallèle à la faille. Le type de
déplacement se transforme à l’extrémité de la partie active de la faille. Par exemple, le
mouvement divergent au niveau de la ride peut se modifier en un mouvement convergent au
niveau de la zone de subduction. Différentes combinaisons sont possibles: ride-ride, ridefosse, fosse-fosse (Fig. 1.37).
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Fig. 1.37 – Processus au niveau des failles
transformantes – Hamblin & Christiansen, 1995
Le mouvement le long des failles engendre une activité sismique. La répétition de ces
failles confère une forme de zigzag aux limites de plaques (e.g., ride médio-Atlantique). Les
failles transformantes n’apparaissent qu’exceptionnellement en milieu continental (e.g., Faille
de San Andreas au niveau de la côte ouest américaine).
Mis à part les trois types de limites évoquées précédemment, il existe d’autres limites mal
définies, impliquant plusieurs plaques et des micro-plaques (Fig. 1.38).
Figure 1. 38 – Limites des plaques non déterminées – USGS web site
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Déplacement des plaques
Introduction
Le mouvement d’une série de plaques rigides sur une sphère est complexe. Chaque plaque
se déplace comme une unité indépendante, dans des directions différentes et avec des vitesses
différentes. La géométrie du déplacement d’une plaque courbe sur une sphère a été
développée par Euler au XVIIIème siècle. Cette théorie sert de base à l’analyse du
déplacement des plaques. La figure 1.39 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 e
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
sont linéaires et généralement perpendiculaires au déplacement des plaques. L’orientation des
plaques permet de localiser le pôle de rotation.
Figure 1.39– Théorie d’Euler – Déplacement le long d’une sphère
– Hamblin & Christiansen, 1995
L’indication du mouvement peut aussi être déduite des données sismiques, à partir de
l’âge relatif des différentes régions du plancher océanique ou selon l’alignement des chaînes
volcaniques ou seamounts. La compilation de ces données a permis de déterminer le
déplacement des plaques tectoniques actuelles.
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Sens des déplacements
La figure 1.40 donne le sens de déplacement des plaques lithosphériques.
- La plaque Pacifique se déplace vers le NW depuis l’est du Pacifique vers la zone des
fosses à l’ouest, zone bordée de nombreuses petites plaques.
- La plaque américaine se déplace vers l’ouest depuis la ride médio-Atlantique vers les
plaques Pacifique, Nazca et Cocos.
- La plaque australienne se déplace vers le nord.
- Les plaques africaine et australienne montrent des situations différentes, elles sont
bordées de rides mais ne sont pas associées à des zones de subduction qui
permettraient d’accommoder la nouvelle croûte formée au niveau de la ride. La plaque
africaine se déplace vers le nord, vers la Méditerranée mais il n’y a pas de
compensation est-ouest depuis les rides atlantique et indienne. Les plaques africaine et
antarctique sont apparemment élargies suite à la nouvelle génération de croûte au
niveau des marges. Sans subduction, les rides doivent se déplacer. Les limites de
plaques ne sont pas fixes mais peuvent se déplacer comme le font les plaques. Les
plaques entre les rides sont continuellement élargies et les rides elles-mêmes se
déplacent. La longueur des limites de plaque peut changer. Une ride constitue une
zone de fracture dans la lithosphère qui ne peut devenir plus large avec le temps mais
qui peut s’allonger (e.g., ride médio-Atlantique qui s’est allongée depuis l’ouverture
de l’Océan entre l’Amérique et l’Afrique).
Figure 1.40 – Déplacement des plaques lithosphériques – Hamblin & Christiansen, 1995
Taux de déplacement
Les inversions magnétiques du plancher océanique permettent de mesurer la vitesse
relative de déplacement des plaques (Fig. 1.40), variant de 1.3 à 18.3 cm/an. La vitesse
maximale est observée au large de l’Ile de Pâques, la vitesse minimale au niveau de la ride
Arctique. L’échelle des inversions montre une alternance de polarités normale et inverse avec
des intervalles irréguliers de 20.000 à plus de 10 Ma. La carte des anomalies magnétique a été
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dressée pour tous la surface des océans (Fig. 1.41). Cette carte montre des isochrones
symétriques parallèles aux rides. La distance de la ride à une isochrone indique la quantité de
croûte océanique créé pendant cet intervalle de temps. Au plus la bande isochrone est large,
au plus vite la plaque se déplace. La figure 1.40 montre les déplacements relatifs. Les taux de
déplacements sont très variables. Les plaques Pacifique, Nazca, Cocos et Indienne se
déplacent plus vite que les plaques nord américaine, africaine, eurasienne et antarctique. Les
plaques qui se déplacent le plus vite sont celles dont une large part est subductée ; les plus
lentes n’ont pas de limites convergentes ou elles incluent de larges blocs continentaux. Ces
observations sont interprétées comme une évidence que les plaques tectoniques font partie du
système de convection de la terre et que le déplacement des plaques résulte de la descente de
plaque dense et froide dans le manteau. Des mesures précises de la vitesse de déplacement des
plaques sont réalisées en couplant l’émission d’un faisceau laser et réception satellitaire.
Figure 1.41 – Taux d’expansion océanique – Lowrie, 1997
Moteurs de la tectonique des plaques
Les forces impliquées dans le déplacement des plaques sont multiples (Fig. 1.42):
- (1) l’étirement (« slab-pull ») – l’étirement s’exerce sur la plaque lorsqu’elle descend
dans l’asthénosphère au niveau de la zone de subduction, cela n’implique pas de
tension, résulte de la différence de densité entre la plaque dense et l’asthénosphère ;
- (2) la poussée de la ride (« ride-push ») – il s’agit d’un ensemble de forces agissant au
niveau de la ride, engendrées par exemple par la différence d’altitude entre la ride et la
plaine abyssale ;
- (3) le dragage par les basaltes (« drag-basalt ») – cette force est liée à la traînée sur le
fond suite au mouvement de la lithosphère relativement à l’asthénosphère ;
- (4) les frictions au niveau des failles transformantes ;
- (5) les frictions entre les plaques convergentes au niveau des zones de subduction.
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Figure 1.42 – Forces impliquées dans la tectonique des plaques – Hamblin & Christiansen, 1995
De nombreux géologues considèrent que si les plaques conservent une vitesse constante,
les forces (1 + 2) sont compensées par (3+4+5). L n’existe cependant pas encore de consensus
sur les mouvements des plaques vu la difficulté de tester les actions possibles des forces.
Différentes forces agissent en différents endroits de la même plaque. Généralement les
géologues considèrent que la vitesse absolue dépend principalement de la proportion de
plaque subductée. Par exemple, les plaques Pacifique et Cocos ont environ 40% de marges
représentées par des zones de subduction et se caractérisent par des déplacements rapides (> 5
cm/an). Au contraire, la plaque nord américaine, qui a un faible pourcentage de marge
subductée, se caractérise par des déplacements lents (1-3 cm/an). La force principale sera
donc l’étirement (force de type 1), la poussée due à la ride (2) sera moins importante mais
significative dans le mouvement, la friction au niveau de la zone de subduction sera mineure
(sa résistance retarderait la subduction). Globalement le mouvement des plaques est contrôlé
par les plaques rapides avec pourcentage de subduction important. Les autres plaques se
déplaceraient dans l’espace entre les grandes plaques, sous l’influence de forces mineures.
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 (Fig. 1.43).
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 (i.e., 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.
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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 :
- (a) 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 mélangeant ainsi le métal fondu ;
- (b) lors du refroidissement des laves à Hawaï, on constate la formation d’une croûte,
croûte qui tend à se déplacer et à s’enfoncer.
-
Figure 1.43 – Convection dans le manteau – Hamblin & Christiansen, 1995
Une controverse persiste en ce qui concerne la taille des cellules de convection : elles
seraient soit localisées dans la partie supérieure du manteau ou dans son ensemble (Fig.).
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.
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