Ch3 : Le modèle actuel de la mobilité des plaques lithosphériques
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Ch3 : Le modèle actuel de la mobilité des plaques lithosphériques
T1 : La Terre dans l’Univers, la vie et l’évolution du vivant T1/U1 : La tectonique des plaques : l’histoire d’un modèle Ch3 : Le modèle actuel de la mobilité des plaques lithosphériques : la tectonique des plaques I. Présentation du modèle A. Des observations structurant le modèle Dans les années 60, de grands cassures décalant l’axe des dorsales océaniques sont baptisées failles transformantes. Elles présentent une activité sismique importante traduisant un mouvement de coulissage entre deux plaques. L'observation de ces failles transformantes permet aussi de contraindre la géométrie des déplacements, puisque ce sont des petits cercles centrés sur un pôle. Il est ainsi possible de proposer un modèle géométrique de déplacement de plaques rigides Ainsi les plaques sont animées d'un mouvement de rotation sur une surface sphérique autour d’un axe recoupant la surface de la Terre au niveau d’un pôle dit eulérien de rotation. Ce modèle est renforcé par des travaux permettant de décrire les différents mouvements relatifs des plaques les unes par rapport aux autres à savoir: o La divergence (deux plaques qui s’éloignent l’une de l’autre) observée au niveau des dorsales o La convergence (deux plaques se rapprochent l’une de l’autre) observée au niveau des zones de subduction o Le coulissage (ou décrochement) (deux plaques glissent l’une contre l’autre) observés au niveau des failles transformantes La présence des points chauds est mise en évidence par l'existence d'ensembles volcaniques caractéristiques. On observe ainsi des alignements situés en domaine océanique ou continental dont la position ne correspond pas à des frontières de plaques. Ces alignements sont liés à des manifestations ponctuelles de la convection. Ils s’expliquent comme la trace du déplacement de plaques lithosphériques au dessus d’un point chaud fixe, en première approximation, dans le manteau. B. Le modèle de la tectonique des plaques La tectonique des plaques est une théorie scientifique planétaire unificatrice qui propose que les déformations de la lithosphère sont reliées aux forces internes de la terre et que ces déformations se traduisent par le découpage de la lithosphère en un certain nombre de plaques rigides qui bougent les unes par rapport aux autres en glissant sur l'asthénosphère. 14 plaques lithosphériques sont distinguées par le modèle. Le mouvement de ces plaques sur le globe peut être décrit comme une suite de rotations autour d'un ou de plusieurs axes eulériens. Ces mouvements des plaques sont l'expression en surface de la convection qui se déroule dans le manteau terrestre. II. Prédictivité du modèle A. Ages de la croute océanique Le modèle de la tectonique des plaques prévoit que la croûte océanique est d’autant plus vieille qu’on s’éloigne de la dorsale. Des méthodes de datation fondées sur la magnétisme confirment cette prévision. Les âges des sédiments en contact avec le plancher océanique possèdent des âges équivalents à celui-ci. Les mesures effectuées grâce au programme de forages sous-marins JOIDES (Joint Oceanographic Institutions for Deep Earth Sampling) corroborent les âges déterminés et les vitesses prévues par le modèle de la tectonique des plaques.Une méthode indirecte de datation de la croute océanique consistant à estimer l’épaisseur des sédiments obtient des résultats concordants B. Vitesse de déplacement des plaques lithosphériques Le modèle de la tectonique des plaques prévoit des vitesses de déplacements des plaques en s’appuyant sur le paléomagnétisme et les alignements des volcans issus des points chauds. Avec l’utilisation des techniques de positionnement par satellites (GPS), à la fin du XXème siècle, les mouvements des plaques deviennent directement observables III. Vers de nouveaux développements du modèle A. Divergence et formation de la lithosphère océanique En permanence, de la lithosphère océanique est détruite dans les zones de subduction et produite dans les dorsales. La divergence des plaques de part et d’autre de la dorsale permet la mise en place d’une lithosphère nouvelle à partir de matériaux d’origine mantélique. Les zones de divergence intéressent aussi bien les zones continentales que les zones océaniques. Ces zones possèdent une structure caractéristique : o o o présence d’une vallée bordure de la vallée en escalier (graben) présences de failles normales, marqueurs de l’extension Les données de forage et de dragage ont permis d’établir le log du plancher océanique. Celui ci est composé : o d’une couche de sédiment o d'une couche de basaltes, la zone la plus superficielle étant constitué de pillow-lavas o la couche suivante est formée de gabbro, avec quelques filons de basalte o la dernière couche est formée de péridotite La genèse des roches océaniques se déroulent donc au sein de la dorsale. L’étude de ces régions révèle une région particulière : la chambre magmatique. C’est dans cette chambre qu’est injecté la lave résultant de la fusion des matériaux profonds venant du manteau. Cette chambre est en relation avec la surface de la dorsale, ainsi les laves sont émises à la surface et produisent les matériaux les plus superficielles de la croûte océanique. L’étude des courbes liquidus/solidus de la péridotite permet de noter un fait : en condition normale, du fait de leur profondeur, ces roches constituant le manteau restent à l’état solide. Cependant le contexte d’extension induit une remontée des matériaux profonds, remontée qui se produit sans perte de chaleur, on parle de décompression adiabatique, ceci permet la fusion partielle de la péridotite. Soit le liquide est émise à la surface, la lave rencontre l’eau, le refroidissement est rapide, il y a formation de basalte (structure microlitique). Soit le liquide est dans la chambre magmatique, le temps de refroidissement est plus important, car la température est plus élevé, il y a formation de gabbro. Cette lithosphère océanique produite au niveau de la dorsale va s’en éloigner du fait du mouvement d’extension B. Convergence et disparition de la lithosphère océanique Les zones de subduction sont des zones dites active, elles sont caractérisées par des manifestations géologiques : o Une activité volcanique importante o Une sismicité importante o Une répartition anormale des flux de chaleurs La répartition particulière des séismes dans cette région permet la visualisation o Des limites de plaques o De la subduction (plan de Wadati Bénioff) Par ailleurs les foyers maximum des séismes sont de 700 Km ce qui se traduit par la fin de la plaque de subduction, au delà la plaque est recyclé au niveau du manteau La subduction constitue l’un des moteurs principaux de la tectonique des plaques. Le moteur de cette subduction est lié à la différence de densité. En effet la densité d’une plaque océanique n’est pas constante, elle est directement liée à la température de la plaque. La température de la plaque diminue au fur et à mesure que la plaque s’éloigne de la source lui ayant donnée naissance à savoir la dorsale. Plus une plaque s’éloigne de la dorsale, plus elle est lourde donc plus elle s’enfonce. L’augmentation de densité liée à l’éloignement est aussi un reflet du vieillissement de la plaque. Généralement au-delà de 50 Ma, la densité de la croûte océanique est supérieur à celle de l’asthénosphère et donc elle commence à s’enfoncer. C’est le refroidissement est lui seul qui est le moteur de la subduction