Chapitre III

Plaques Lithosphériques, Mobilité des Plaques, Paléomagnétisme,

Limites des Plaques

8-Plaques Lithosphériques

La carte de la sismicité de la Terre montre que la lithosphère est composée de douze (12) plaques lithosphériques majeures:

EURASIE............. CARAIBES................. AMERIQUE DU SUD................... INDIENNE................NAZCA

AFRIQUE................. AMERIQUE DU NORD...................... PHILLIPINES...................... PACIFIQUE

COCOS............... ANTARCTIQUE............ ARABIE

A celles-ci s'ajoutent de nombreuses autres petites plaques d'importance locale.

Une plaque lithosphérique peut se définir comme:

"un corps géologique rigide, capable de subir des déformations internes"

caractérisé par une faible rigidité à la flexure et une forte rigidité à la torsion. La faible rigidité à la flexure permet des plissements sans rupture, alors que la forte rigidité à la torsion est une des propriétés les plus importante pour le mouvement des plaques lithosphériques.

Figure 3.1- Douze plaques majeures composent la lithosphère. Elles sont en mouvement les unes par rapports aux autres. Leurs limites sont définies par rapport à leurs déplacements relatifs. Dans les zones divergentes (dorsales océaniques) les plaques s'éloignent. Le long les failles transformantes, elles coulissent les unes par rapports aux autres. Dans les limites convergentes, elles se rapprochent et souvent l'une d'elle plonge sous l'autre par subduction (type B ou type A). La croûte océanique est créée dans les zones divergentes et détruite dans les zones convergentes.

La résistance d'une plaque lithosphérique à la déformation dépend:

(i) de sa composition et

(ii) de la présence, ou non, de structures géologiques préexistantes

Normalement, les plaques océaniques sont plus résistantes à la déformation que les plaques continentales.

Le contraste de densité entre la lithosphère océanique et continentale est fondamental pour la survie d'une plaque. La lithosphère océanique est non seulement plus dense que la lithosphère continentale, mais également plus dense que la partie supérieure de l'asthénosphère (zone de faible vitesse des ondes sismiques, LVZ), ce qui représente une inversion de densité.

Comme la lithosphère continentale est plus légère que la lithosphère océanique, la lithosphère continentale a tendance à flotter sur la lithosphère océanique, autrement dit, elle oppose une forte résistance dès qu'elle est entraînée en profondeur. C'est pour cette raison que non seulement les zones de subduction du type B sont plus fréquentes et plus profondes que les zones de subduction de type A, où la plaque plongeante n'est pas océanique mais continentale.

La structuration concentrique (délamination) de la lithosphère résultant de l'exfoliation de la croûte (discontinuité de Conrad) et du manteau (discontinuité de Mohorovicic) permet la subduction fréquente d'importants secteurs de la croûte continentale et la formation de "slabs" (subduction de type A).

Les plaques lithosphériques étant des calottes qui se déplacent les unes par rapport aux autres sur une surface essentiellement sphérique, la détermination du pôle de rotation pôle d'Euler (fig. 3.2) est nécessaire pour la description des mouvements relatifs.

Figure 3.2- Les reconstitutions des mouvements des plaques lithosphériques s'expliquent facilement par le théorème d'Euler. Ce théorème postule que le mouvement d'une calotte sur la surface de la sphère dépend uniquement de l'angle de rotation autour du pôle de rotation. Le pôle de rotation, ainsi que son opposé (sur le diamètre opposé de la sphère) sont les seuls points qui restent fixes par rapport au mouvement de la calotte. Le mouvement d'un continent sur la surface de la Terre vers sa nouvelle position se décrit par le pôle et l'angle de rotation

Sur la fig. 3.2, le mouvement réciproque des plaques A et B sur une sphère peut se représenter par une rotation autour du pôle AB (pôle d'Euler). Dans ce système de coordonnées, une ligne rectiligne se transforme en un petit arc de cercle sur la surface de la sphère, et la vitesse linéaire se transforme en vitesse angulaire.

9- Mobilité des Plaques

La mobilité des plaques apparaît comme la manifestation de surface de mouvements plus importants et plus profonds affectant le manteau. L'idée de convection mantéllique très combattue au début du siècle, fait peu à peu son chemin.

Les considérations énergétiques basées sur les mesures de flux de chaleur, ou sur les teneurs en éléments radioactifs de roches mantélique conduisent à des estimations théoriques des énergies mises en jeu comparables avec une convection de tout le manteau. Dans le manteau, la source d'énergie peut être la désintégration des éléments radioactifs contenus en son sein, ou la chaleur dégagée par le noyau terrestre. Ces sources énergétiques sont capables de créer des courants de convection.

Les dorsales océaniques sont les manifestations de surface des courants ascendants. Les zones de subduction soulignent les courants descendants. La distribution des limites entre les plaques apparaît comme une manifestation apparente du système convectif mantéllique, ce qui implique la "non-stationarité" des mouvements convectifs.

Les continents se déplacent. Les dorsales se déplacent ou disparaissent. Par conséquent, la distribution des courants de convection est variable au cours du temps. Les océans ne s'ouvrent ni se referment par un mouvement pendulaire de va et vient, mais se transforment et évoluent suivant des régimes dont la géométrie est constamment variable.

Figure 3.3- La mobilité des plaques lithosphériques est associée à des courants de conventions du manteau et principalement du manteau supérieur. Le manteau est composé par des roches solides très chaudes, qui en termes de temps géologique se déforment et fluent facilement. L'analyse tomographique des ondes sismiques créées par les tremblements de terre étant actuellement possible, a permis la cartographie du manteau en trois dimensions, ce qui permet de mieux comprendre la genèse et le mécanisme des courants de convection.

D'abord, les chaînes volcaniques intra-océaniques, comme celles des îles Hawaï, ont été expliquées comme le résultat de l'expansion des fonds océaniques. On pensait qu'elles étaient créées au niveau des dorsales puis dérivaient comme tout le fond de l'océan. Actuellement, la majorité des géologues les expliquent comme des manifestations de surface de points chauds sous les plaques (panaches) :

a) Les points chauds émettent périodiquement des panaches de magma. Les émissions magmatiques traversent les plaques lithosphériques qui défilent au-dessus de ces points et forment des volcans en surface.

b) Les émissions magmatiques sont périodiques et poinçonnent les plaques à intervalles plus ou moins réguliers et créant des chaînes volcaniques intra-océaniques.

Figure 3.4- Les îles et les chaînes volcaniques intra-océaniques, comme celles d'Hawai, de Line, de l'archipel de Tuamotu, etc., se forment par un mécanisme différent de celui qui produit les arcs volcaniques insulaires. Ceux-ci sont associés aux subductions de type B alors que les premières sont liées à des "points chauds" localisés à la verticale de courants de convection ascendants et à mouvement opposé.

Ces chaînes volcaniques existent aussi sur les continents. Ainsi, la chaîne volcanique du Massif Central serait la trace d'un de ces points chauds. L'indépendance de ces chaînes vis-à-vis de la limite ente la croûte océanique et la croûte continentale ("Ocean / Continent Boundary") est attestée par la chaîne volcanique du Cameroun. En effet, malgré le passage de la COB, le volcanisme garde partout des caractéristiques assez constantes.

Comme illustré sur la fig. 3.4, les points chauds sont localisés en général à la verticale des courants de convection, autrement dit des transferts verticaux de chaleur à travers le mouvement de matériel solide plastique.

Remarquez que la convection apparaît dès qu'il y a diminution de densité avec la profondeur. Cependant, ceci n'est pas une condition nécessaire pour que la convection apparaisse. La condition indispensable est l'augmentation d'une température superadiabatique dans le manteau (Elsasser, 1972, Viscous stratification of the Earth convection, Physics Earth and Planetary Interiors 6, 198-204). En d'autres termes, pour qu'une convection apparaisse à l'intérieur de la Terre, la température doit augmenter plus vite que si cette augmentation était uniquement fonction d'une augmentation de la pression avec la profondeur. Quand la pression augmente, la température augmente. Quand la pression diminue la température diminue. Cependant, l'augmentation de la température adiabatique en profondeur n'est pas accompagné par un changement de la quantité de chaleur. Dans un graphique profondeur / température, le gradient géothermique se traduit par un arc parabolique, alors que la température adiabatique augmente de façon rectiligne. Les changements de phase favorisent également la convection. Ainsi, par exemple, la transition de phase olivine-spinelle augmente la convection d'un facteur d'environ 2.

Le caractère convectif du manteau est aujourd'hui mieux compris grâce aux techniques tomographiques. L'analyse tomographique des ondes sismiques créées par les tremblements de terre permet en effet, de carter le manteau terrestre en trois dimensions

Figure 3.5- Ces trois cartes tomographiques illustrent la vitesse de cisaillement des ondes de surface dans le manteau supérieur à des profondeurs de 150, 350 et 550 kilomètres. La disparition en profondeur des dorsales océaniques est évident. Par contre, les zones de subduction, où du matériel froid plonge, sont parfaitement visibles en profondeur par leur forte vitesse.

Les cartes sismiques tomographique, comme son analogue médical (le scanner CAT), combinent les informations d'un grand nombre de trajets sismiques pour construire une image tridimensionnelle du milieu que les ondes ont traversé. Le principe de ces cartes peut se résumer comme suit :

- Le matériel mantéllique froid est en général plus rigide et plus incompressible que le matériel chaud.

- Les ondes sismiques traversent les régions froides du manteau plus rapidement.

- Le matériel chaud, au contraire, est moins dense et, de ce fait, plus lent.

- Le matériel chaud est associé aux courants ascendants du manteau.

- Le matériel plus froid et plus dense se retrouve dans les courants plongeants.

Les cartographies des vitesses des ondes sismiques, qui traversent la croûte et manteau, permettent de reconstituer non seulement les zones de subduction de type B, mais également les courants de convection, qui sont à l'origine de l'expansion océanique et de la mise en place de croûte océanique nouvelle.

Figure 3.6- Les anomalies tomographiques allant du vert au rouge correspondent à des vitesses lentes (ondes S), donc généralement à des températures élevées. Inversement, les anomalies soulignées par les couleurs bleu-gris sont associées à des matériaux froids. Dans la carte horizontal, les continents se reconnaissent très bien et dans le profil Ouest-Est, les zones de subduction de type B que bordent l'Amérique du Nord et l'Asie sont soulignées par des matériaux froids. Les dorsales mi-océaniques sont soulignées par des anomalies tomographiques de couleur rouge (matériel chaud).

10- Paléomagnétisme

Le sens de magnétisation fossile des roches peut correspondre au champ magnétique terrestre actuel, ou être inversé. Ceci est dû au fait que le champ magnétique terrestre a subit des inversions de polarité tout le long de l'histoire géologique (au moins pendant les dernières 1000 Ma). En 1963, il a été suggéré que les anomalies linéaires magnétiques observées à la surface de la croûte océanique étaient dues à des bandes de croûte océanique nouvelle magnétisées alternativement dans des directions opposées. La distribution des anomalies correspond à la distribution des isochrones des fonds océaniques. Une anomalie spécifique correspond à une ligne temps pendant lequel une certaine expansion a eu lieu. Les anciens faits géologiques suggérant la dérive des continents (Paléoclimatologie, Paléontologie, Reconstitutions palinspathiques, Comparaison cartographique, etc.) ont été totalement corroborés par le Paléomagnétisme.

Figure 3.7- Méthode de reconstitution de la position des continents dans le passé géologique. La position des continents (en vert et en bleu) doit être ajustée jusqu'à que les anciens pôles (200 Ma) coïncident. C'est avec cette méthode que les géoscientistes ont reconstitué la position des continentes durant les différentes époques géologiques.

Pour les roches anciennes, dès que le pôle magnétique fossile ne coïncide pas avec le pôle magnétique actuel, soit la roche et le continent, auquel elle appartient, se sont déplacés dès que la roche s'est formée, soit le pôle magnétique s'est déplace, soit tous les deux se sont déplacés.

Pour un certain continent, la détermination des âges et pôles magnétiques fossiles pour un grand nombre de roches, donne les positions relatives du continent et du pôle en fonction du temps, c'est-à-dire, le trajet apparent de la dérive polaire. L'interprétation préférée est celle où la position du pôle magnétique est restée, à peu près, proche de l'axe de rotation de la Terre et que, par contre, les continents se sont déplacés par rapport au pôle.

Le plateau du Deccan, qui est constitué par une accumulation verticale de couches volcaniques (trapps), pendant plus de 180 millions d'années, a permis, à partir des mesures paléomagnétiques, de déterminer le taux de déplacement de l'Inde d'une position dont la latitude était proche de 45° vers sa position actuelle. On peut dire aujourd'hui que l'Inde s'est déplacée:

(i) d'environ 1cm / an pendant les premiers 80 millions d'années, et que

(ii) par la suite, elle s'est déplacée à une vitesse plus importante avant d'entrer en collision avec le continent asiatique, il y a environ 50Ma.

Figure 3.8- Sur cette figure est illustrée l'échelle de temps magnétique pour les derniers 5.0 millions d'années, avec les périodes de polarité normal (Gauss, Brunhes) et inverse (Gilbert, Matuyama).

L'interprétation des données paléomagnétiques se base sur trois les suppositions principales:

1) Que l'axe magnétique d'une roche était orienté parallèlement au champ magnétique de la terre quand la roche s'est formée.

Des études de terrain et de laboratoire corroborent cette hypothèse.

2) La position moyenne du pôle magnétique est supposée proche du pôle de rotation.

Bien que aujourd'hui, le pôle géomagnétique soit incliné de 11,5° par rapport au pôle de rotation, des études paléomagnétiques des roches plus jeunes que 20 millions d'années ont montrée que la position moyenne du pôle magnétique était très proche de celle du pôle de rotation. De surcroît, il y a une bonne corrélation entre les paléolatitudes déterminées par le paléomagnétisme et la paléoclimatologie.

3) Que le champ magnétique terrestre a toujours été bipolaire avec un pôle magnétique nord et un pôle magnétique sud.

Cette supposition est consistante avec l'hypothèse de la dynamo, qui est, généralement, acceptée pour expliquer le champ géomagnétique. L'hypothèse de la dynamo suggère qu'un conducteur (le noyaux liquide nickel-fer de la terre, par exemple) qui se déplace dans un champ magnétique pré-existent produit un courant électrique, et que le déplacement d'un courant électrique dans un conducteur génère un champ magnétique. Ainsi, le champ géomagnétique est continuellement généré.

Figure 3.9- Anomalies magnétiques autour de la dorsale Atlantique près de l'Islande. Ces anomalies reflètent les changements magnétiques pendant l'expansion océanique associée à l'ouverture de l'océan Atlantique Nord. Le déplacement de l'ouverture, depuis la dépression du Rockall pour l'Islande, sera étudié plus tard.

Des milliers déterminations des positions des pôles magnétiques ont été faites pour des différents âges et pour différents continents. Cependant, uniquement les pôles déterminés à partir d'échantillons testés par une démagnétisation partielle peuvent être considéré comme valables, car la démagnétisation partielle enlève les résidus visqueux magnétiques instables.

11- Limites des Plaques

Trois types de marges (fig. 3.10) sont à considérer :

A) Divergentes,

B) Convergentes,

C) Transformantes.

A) Les Marges Divergentes sont liées aux dorsales océaniques, autrement dit aux zones où de la croûte océanique nouvelle se forme.

Le terme croûte océanique est ici utilisé au sens large. En effet, comme nous le verrons plus tard, dans ce type de marges on constate très souvent immédiatement après la rupture de la lithosphère la mise en place d'une croûte volcanique subaérienne.

Figure 3.10- Trois types de limite entre les plaques lithosphériques ont été définis. Ils caractérisent différents type de marges: (i) marges divergentes, (ii) marges convergentes et (iii) marges transformantes.

B) Les Marges Convergentes sont liées aux zones de subduction, c'est-à-dire, aux lieux où les plaques lithosphériques disparaissent inexorablement par subduction dans le manteau.

C) Les Marges Transformantes sont liées aux failles transformantes, qui sont les témoins des glissements des calottes sphériques de la lithosphère.

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