Tectonique des plaques Eléments modernes à l’appui de la tectonique des plaques : 1. Minimum de vitesse (LVZ) au sommet de l’asténosphère Rigidité moindre Région de cisaillement La lithosphère flotte sur l’asténosphère 2. Champs magnétique - Inversions successives au niveau des fonds océaniques - Mouvements « différents » des pôles d’un continent à l’autre

Historique de la théorie Tectonique des plaques Historique de la théorie Parallélisme des côtes atlantiques de l’amérique du sud et de l’afrique (A. Ortelius 1596, F. Bacon 1620) Origine commune Un seul continent initial (E. Suess fin 19ème siècle) Gondwana Dislocation d’un supercontinent (A. Wegener 1912 : similitude des roches, fossiles, … de part et d’autre de l’atlantique) Pangée t = - 200 106 ans Dérive des continents

Tectonique des plaques Exploration des fonds océaniques et découverte de la dorsale atlantique (à partir de 1945) La dorsale sépare deux plaques (H. Hess 1962) Expansion des fonds océaniques (H. Hess et T. Wilson 1962) Tectonique des plaques (F. Vine et D. Matthews 1963) Harry Hammond Hess est un officier de marine et géologue américain, né le 24 mai 1906 à New York et mort le 25 août 1969 à Woods Hole dans le Massachusetts. Lors de ses nombreuses plongées, spécifiquement entre les arcs insulaires, ses rapports indiquèrent des anomalies de pesanteur. En 1962, il affirma qu'elles traduisaient des mouvements de convection du manteau terrestre : les dorsales mettaient en évidence les courants ascendants et les fosses océaniques les courants descendants. La lithosphère terrestre est un puzzle animé constitué de plaques en mouvement les unes par rapport aux autres

Plaques tectoniques

Plaques tectoniques

Limites de plaques 1. Limites de divergence volcans séismes à foyers peu profonds 2. Limites de convergence Zones de subduction volcans séismes à foyers profonds (jusqu’à 600-700 km) 3. Failles Zones de glissements séismes à foyers peu profonds glissements de terrain

Exemple : rift est-africain 1. Limites de divergence 1.1 Formation d’un rift Exemple : rift est-africain Un rift actif résulte de l’ascension d’un panache mantellique depuis les profondeurs de la Terre. Comme un gigantesque chalumeau situé à l’aplomb de la plaque et qui l’amincit par en dessous (phénomène appelé érosion thermique), cette ascension provoque dans un premier temps un soulèvement topographique marqué, dont les causes sont essentiellement thermiques. L'extension de la lithosphère n'apparaît qu'ensuite, comme une conséquence de ce soulèvement. Il en résulte que la sédimentation est tardive dans l'évolution générale du système. L'évolution tectonique classique associée à ce mode de rifting correspond à la suite chronologique : 1. soulèvement et volcanisme puis 2. extension, formation des fossés d’effondrement et sédimentation.

1. Limites de divergence Au fur et à mesure de l’expansion du fonds océanique, les roches basaltiques se refroidissent. En outre, il y a accumulation de sédiments de plus en plus nombreux. Donc le poids de la lithosphère océanique augmente et la profondeur des océans augmente. Lors de la collision avec une autre plaque, la plus dense plonge en subduction.

1. Limites de divergence – 1.2 dorsales océaniques Attirer l’attention sur croute océanique, continentale – manteau supérieur, mouvement de l’ensemble sur l’asténosphère

1. Limites de divergence – la dorsale atlantique Noter les failles perpendiculaires de la dorsale

1. Limites de divergence – Deep sea drilling project Sondage -> Prélèvement d’échantillons de matières sédimentaires -> fond basaltique A différentes distances de la dorsale En un lieu donné : plus profond -> plus ancien A une profondeur donnée : plus loin de la dorsale -> plus ancien Datation grâce aux fossiles + datation complémentaire par les inversions de champs magnétique The Deep Sea Drilling Project (DSDP) was an ocean drilling project operated from 1968 to 1983. Suivi d’autres.

1. Limites de divergence - âge des fonds océaniques Noter l’âge maximal : 180 millions d’années

1. Limites de divergence - âge des fonds océaniques Noter la zone rouge beaucoup plus étendue dans le pacifique, indiquant que l’expansion des fonds océaniques y est beaucoup plus rapide. Cela n’est pas contradictoire avec l’éloignement Amérique - Afrique car subduction Ce qui se passe c’est que c’est beaucoup plus lourd de porter un continent Et donc le déplacement qui en résulte est plus lent

1. Limites de divergence – suite ophiolite 1 : Chambre de magma 2 : Sédiments 3 : basaltes en coussins 4 : Complexe filonien 5 : gabbros 6 : péridotites Formation d’une suite ophiolite : 3 : Les basalte en coussins résultent de la lave qui s’épend dans l’eau 4 : Le complexe filonien (sheeted dykes en anglais) correspond au magma qui se solidifie progressivement en s’infiltrant dans des breches successives, formant des structures verticales. Produit uniquement par les dorsales à expansion rapide telles que dans le pacifique. 5 : les gabbros (plutoniques) et péridotites se forment par cristalisation dans la chambre de magma Grâce à l’expansion des fonds océaniques, cette suite s’éloigne de la dorsale. Suite à une collision avec une plaque continentale, elle peut remonter au-dessus du niveau de la mer -> on trouve de telles structures dans les Alpes, l’Himalaya, l’Oural et les monts Appalaches. Cela indique que ces roches sont issues dans un passé très lointain d’une zone de divergence.

Topographie des fonds océaniques Fosses océaniques permettant de faire la transition vers les zones de subduction

2. Limites de convergence – formation d’une chaîne volcanique La plaque la plus dense plonge en subduction, c’est à dire la plaque océanique dans le cas océan – continent

2. Limites de convergence – formation d’une chaîne volcanique Subduction sous un plaque continentale – la cordillère des Andes Eléments prouvant le phénomène de subduction : Présence de fosses océanique Plan de Wadachi – Benioff : A proximité de la chaine volcanique : foyer à ~ 100 km de profondeur Ensuite la profondeur des séismes augmente au fur et à mesure qu’on s’avance dans le continent Formation d’un arc volcanique à ~ 200 km de la fosse : Volcanisme de type explosif car magma chargé d’eau Plaque océanique en subduction hydratée -> transformation métamorphique -> libération de l’eau -> baisse du point de fusion -> création de magma qui remonte (moins dense -> force d’Archimède) jusqu’à la surface

Eléments à l’appui du phénomène de subduction : Zone de subduction Eléments à l’appui du phénomène de subduction : - Présence de fosses océanique - Plan de Wadachi – Benioff : A proximité de la chaine volcanique : foyer à ~ 100 km de profondeur. Ensuite, la profondeur des séismes augmente quand on s’avance dans le continent. - Formation d’un arc volcanique à ~ 200 km de la fosse : - Volcanisme de type explosif car magma chargé d’eau Plaque océanique en subduction hydratée transformation métamorphique libération de l’eau baisse du point de fusion création de magma qui remonte jusqu’à la surface (force d’Archimède)

2. Limites de convergence – la ceinture de feu du Pacifique La “ceinture de feu” suit de près la limite des plaques du pacifique

2. Limites de convergence – formation d’un arc d’îles volcaniques

Collision d’arcs d’îles volcaniques Ouest de la Nouvelle Guinée

Formation de l’Himalaya et soulèvement du Tibet

Bouleversement considérable résultant de la collision avec l’Inde

Formation d’un volcan par hot spot Origine d’un Point Chaud : Température plus élevée en certains points du manteau Conséquence : Formation d’un “diapir mantellique” qui remonte sous la forme d’un panache sous l’action de la force d’Archimède Chute de pression -> liquéfaction sous forme de magma basaltique

Hawaii

Ile de Hawaii - ou une fenêtre ouverte sur le manteau

Formation d’îles volcaniques à partir d’un hot spot Le déplacement de la lithosphère océanique au-dessus du point chaud crée une suite d’îles volcaniques

Hawaii

3. Failles – zones de glissements Faille de San Andreas, Californie

3. Failles – zones de glissements Est de l’océan pacifique

Origine de la tectonique des plaques – la convection mantellique Le moteur de la tectonique des plaques est la convection mantellique qui est une convection de type thermique.

Influence de la convection mantellique sur la lithosphere continentale Localement, une zone d’assension dans le manteau produit une zone de divergence et donc un rift Une zone de convergence peut produire un raccourcissement et épaississement de la croute avec formation de montagnes

Failles inverses et plissements Une zone caractérisée par des mouvements convectifs descendants peut aussi créer une faille inverse (fig. de gauche) ou des plis (droite), ou même une combinaison des 2 (en bas à droite).

Failles inverses et plissements

Presqu’île du Labrador Plissements

Modélisation de la convection dans le manteau Les mouvements convectifs sont cependant d’une grande complexité. Il n’est même pas évident de savoir si il s’agit d’une convection globale ou si plusieurs rouleaux convectifs se superposent. On est encore bien loin de l’obtention des modèles prédictifs pour ces mouvements.

Courant convectif vers le haut Anomalies gravifiques dues aux courants de convection dans le manteau sous l’océan pacifique Gravité Densité Courant convectif vers le haut Zone de divergence On peut uniquement se reposer sur des données observationnelles indirectes pour avoir des informations sur ces mouvements. Une première famille de données sont les anomalies gravifiques. Les courants sont associés à des mouvements convectifs. Les mouvements ascendants correspondent à des régions moins denses poussées vers le haut par la force d’Archimède. A une région moins dense correspond une gravité plus faible.

Tomographie de la Terre en fonction de la profondeur Pour sonder le manteau, on ne peut s’appuyer que sur les informations transmises par les ondes sismiques. Les couleurs représentent les variations de la vitesse des ondes P par rapport à la valeur moyenne à la profondeur indiquée. Ces variations sont dues à des variations de température et de densité par rapport aux valeurs moyennes à l’origine des mouvements de convection et de la tectonique des plaques.

Tomographie à une profondeur de 100 km

Cycle des roches L’histoire à plus long terme des mouvements de plaques et de leurs déformations ne peut être obtenue que par la datation des roches. Les roches suivent un cycle tel que celui illustré ici partant de roches métamorphiques aux roches ignées puis à la formation de sédiments. Comme nous l’avons mentionné plus tôt, les suites ophiolites indiquent la présence d’une dorsale à l’endroit considéré. En datant ces roches, on peut tenter de remonter à l’histoire de la dérive de continents pré-pangée (> 200 millions d’années)

Âge des chaînes rocheuses .25  0 .70  .25 1.7  .7 2.5  1.7 3.8  2.5 2.5  0 3.8  1.7 Âge des chaînes rocheuses en 109 ans depuis maintenant, âge 0 Pour terminer avec la tectonique des plaques, cette illustration montre l’âge des principales chaînes rocheuses. On y note les plus jeunes : Andes, Rocheuses, Himalaya et les plus anciennes en Oural et Sibérie. Exemple récent : collision Inde – Asie il y a 50 millions d’années

Exemple ancien : collision Sibérie – Laurussia (Europe-Amerique du Nord) -Kazakhstania il y a 250-300 millions d’années -> formation de l’Oural