La dynamique de la terre


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Manuel de référence: Nathan, 2001
Manuels de la classe, Belin, 2001 ou Bordas, 2001


Plan de cette page:

  1. La tectonique des plaques explique les structures de la surface terrestre par le mouvement des plaques lithosphériques.
    1.1 De la dérive des continents à la tectonique des plaques: un bref historique
    1.2 Les limites de plaques ne sont pas déterminées par les reliefs terrestres mais par l'activité sismique et volcanique.
    1.3 Les mouvements relatifs des plaques entre elles sont des rotations qui définissent 3 types de mouvements mais 4 types géologiques de frontières de plaques: mouvement de divergence (dorsales océaniques), mouvement de convergence (subductions et collisions) et mouvement de coulissage (failles transformantes)
    1.4 Le moteur de la tectonique des plaques est thermique et gravitaire
    1.5 Un modèle des mouvements de convections mantelliques
  2. Les mouvements de divergence: de l'amincissement d'une croûte continentale à la formation d'une croûte océanique au niveau d'une dorsale
    2.1 Les dorsales présentent une tectonique (séismes et failles normales) en extension
    2.2 L'axe de la dorsale est le lieu de formation d'une croûte océanique de 7 km d'épaisseur
    2.3 En s'écartant de l'axe de la dorsale, la lithosphère s'épaissit, se refroidit et s'hydrate
    2.4 Les marges passives des océans témoignent de l'histoire de l'ouverture océanique
  3. Annexe: Théorie des catastrophes et tectonique des plaques: des plaques pas si rigides que ça...


1. La tectonique des plaques explique les structures de la surface terrestre par le mouvement des plaques lithosphériques.

Si la surface de la terre était immobile et non renouvellée (vieille), elle serait semblable à la surface de son satellite, la Lune, criblée d'impacts météoritiques; (même si l'eau, l'atmosphère, et surtout de la vie modifient aussi profondémment les paysages).
Or elle ne conserve les traces que de quelques cratères d'impact et la surface terrestre est "jeune" par rapport à l'âge de la terre qui est de 4,5 Ga.
En effet, les plus vieilles roches la surface des continents sont datées de 3,2 Ga, même si la plupart des surfaces continentales sont très hétérogènes et comprennent des matériaux d'âges variés, souvent postérieurs à 500 Ma.
De son côté, la surface du socle océanique est constituée de roches encores plus "jeunes" car les plus anciennes sont datées de 200 Ma environ.
Sur les continents on date les déformations de la surface et pour les océans on date le socle. On peut cependant affirmer que la tectonique des plaques modèle la surface terrestre.

1.1 De la dérive des continents à la tectonique des plaques: un bref historique

A l'origine de la théorie actuelle se trouve l'hypothèse du météorologiste Alfred Wegener, qui propose en 1910 la mobilité des continents (théorie de la dérive des continents) pour expliquer des similitudes de reliefs et de formes des continents, ainsi que des similitudes de faunes et de flores ou de formations géologiques.
Vers 1950-1960 les mesures de la direction du champ magnétique fossile, par Vine et Matthews notamment, permettent de proposer une interprétation de la disposition des anomalies magnétiques symétriquement de part et d'autre de la dorsale océanique atlantique comme résultant de l'ouverture océanique et de l'expansion des fonds océaniques.
A partir de la seconde moitié du XXème siècle les campagne de forages océaniques se multiplient et l'examen des carottes de roches sédimentaires qui surmontent le toît du plancher océanique basaltique permet de confirmer la théorie de l'expansion des fonds océaniques en datant les roches sédimentaires par les fossiles et les basaltes par paléomagnétisme.
La théorie de la tectonique des plaques est formulée dès 1968 mais ne cesse de subir des améliorations. On peut la résumer ainsi:
La "théorie de la tectonique des plaques" explique tous les mouvements et les déformations de la croûte terrestre (de tectus = le toît en latin) par le mouvement de plaques:
Les plaques lithosphériques, solides et rigides, se déplacent sur l'asthénosphère solide et déformable.
Elles croissent (par l'arrivée de roches du manteau chaudes ou par épaississement lors du chevauchement de deux plaques l'une sur l'autre), sont entraînées (par gravité et par les mouvements du manteau), et disparaissent (elles plongent dans l'asthénosphère).

1.2 Les limites de plaques ne sont pas déterminées par les reliefs terrestres mais par l'activité sismique et volcanique.

Les reliefs terrestres sont dus à la tectonique des plaques, mais ce sont des limites parfois très anciennes (une montagne ancienne n'est généralement plus un lieu où s'affrontent actuellement deux plaques). Les limites actuelles des plaques sont déterminées par les témoins de l'activité du globe présente: essentiellement les séismes (mouvements brusques de la surface) et les volcans (arrivée et épanchement de magmas).

Les points chauds sont des zones de volcanisme très localisées qui ne sont pas en relation avec les limites de plaques actuelles (Nathan p 299).

Remarque:
Les termes plaque continentale et plaque océanique sont à proscrire absolument puisque le type lithosphérique (continental ou océanique) ne détermine pas les frontières de plaques. Les plaques sont lithosphériques. Leurs frontières sont au sein des océans ou au sein des continents aussi bien qu'à leurs limites.

1.3 Les mouvements relatifs des plaques entre elles sont des rotations qui définissent 3 types de mouvements mais 4 types géologiques de frontières de plaques: mouvement de divergence (dorsales océaniques), mouvement de convergence (subductions et collisions) et mouvement de coulissage (failles transformantes)


d'après Nathan, fig1, p 304

Dans la théorie des plaques, les mouvements des plaques sont des rotations autour d'un axe défini pour chaque frontière de plaque.
La carte des mouvements relatifs des plaques entre elles (Belin, p 79, Nathan, p 313) permet de retrouver les 4 types de frontières.

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De petits "crobards" sans aucun souci de respect des modèles que nous verrons ensuite...

Remarque: L'activité du globe n'est pas limitée aux frontières entre plaques:
est concentrée aux frontières entre les plaques mais il existe au sein des plaques des zones d'activité sismique (notamment lorsque une plaque s'aminçit et peut présenter un début de zone de divergence en formation) ou de volcanisme actif (en association avec l'amincissement de la lithosphère continentale ou au beau milieu d'un océan comme pour les points chauds).

1.4 Le moteur de la tectonique des plaques est thermique et gravitaire

Les matériaux terrestres chauds et peu denses montent puis s'étalent à la surface de la terre alors que les matériaux froids et denses s'enfoncent dans le manteau. C'est la gravité qui attire les masses les plus denses vers le bas. Ces dernières, en prenant la place des masses les moins denses, repoussent celles-ci vers le haut. A composition chimique, minéralogique et pétrologique homogène (voir structure du globe) le manteau inférieur (-700 à -2900 km) ne présente de différence que de température.
Le chaleur interne de la terre trouve sa source principale dans la radioactivité (238U, 235U, 232Th, 40K) du manteau (du fait de son volume et non de sa concentration en éléments radioactifs, plus faible que celle de la croûte - environ 2/3 pour le manteau-1/3 pour la croûte). La terre a aussi accumulée de l'énergie lors de sa formation par agglomération de petits corps célestes (chaleur d'accrétion). Au total, actuellement la puissance totale rayonnée par la terre est de 42.1012W.
La terre dissipe une énergie thermique de façon inégale à sa surface : plus de 200 mW.m-2 au niveau des dorsales et environ 20 mW.m-2 à la verticale des fosses océaniques. Le flux géothermique moyen est de 80 mW.m-2.
Le gradient géothermique moyen - augmentation de température moyenne en fonction de la profondeur dans la croûte - est de 30°C par km.

1.5 Un modèle des mouvements de convections mantelliques

La convection est un transfert de chaleur par mouvement de matière. Les mouvements au sein du manteau sont lents (quelques centimètres par an) et affectent un SOLIDE (déformable). Les nouveautés des modèles actuels sont principalement déduites des données de tomographie sismique qui interprétent les différences de vitesse de propagation des ondes sismiques dans le manteau par des différences de température.

 
Modifié d'après Nathan, fig 4, p 314 - pour plus de détails, voir les références des articles dans la page sur les séismes
Sur ce schéma les zones mantelliques rouges sont des masses de péridotite SOLIDES et CHAUDES, qui montent donc,
alors que les zones mantelliques violettes sont des masses de péridotite SOLIDES et FROIDES qui descendent.
Il ne s'agit en aucun cas de magma.

Remarque:

2. Les mouvements de divergence: de l'amincissement d'une croûte continentale à la formation d'une croûte océanique au niveau d'une dorsale

Le programme fait des choix: en 1ère S on ne voit que la divergence; la convergence sera vue en terminale. Le coulissage ne sera pas vu dans l'enseignement secondaire (il peut être pourtant la composante majeure d'une chaîne de montagne (Pyrénnées) ou au moins participer de façon importante à la formation d'une chaîne de collision ou de subduction continentale (?) (chaîne himalayienne).

Je recommande un article paru dans la Lettre de l'Académie des sciences n°22 (hiver 2007-2008) et dispopnible sur internet: Comprendre la formation et l'évolution des marges passives : importance de la caractérisation des Transitions Océan-Continent http://www. academie-sciences. fr/publications /lettre /pdf/ lettre_22.pdf; l'iconographie en vaut la peine.

2.1 Les dorsales présentent une tectonique (séismes et failles normales) en extension

Les dorsales sont toujours des zones de DIVERGENCE (du point de vue du mouvement des plaques) et donc des zones EN EXTENSION (du point de vue des mécanismes tectoniques, c'est-à-dire des mouvements de déformation des roches).
Mais l'axe de la dorsale est aussi recoupé transversalement par les failles transformantes qui sont des zones de COULISSAGE (du point de vue de la tectonique de plaques) qui présentent des extensions et des compressions du point de vue tectonique.

Remarque: l'extension (ou distension, qui est un allongement selon l'axe considéré) s'oppose à la compression (raccourcissement selon l'axe considéré) mais il ne faut pas confondre mouvement des plaques (divergence, convergence, coulissage) et les mouvements de déformation de la roche dues aux contraintes qui s'exercent localement. Le fait qu'une dorsale soit en extension à son axe ne veut pas dire que les contraintes exprimées dans la roche soient toujours des distensions mais que les résultantes des différentes contraintes (extensions et compression) sont des extensions. Il existe donc des compressions et des extensions dans une zone de plaques en divergence; mais le mouvement principal est bien une extension. De la même manière les zones de CONVERGENCE (de plaques) peuvent présenter à la fois des mouvements locaux d'extension et de compression.

L'extension de la zone axiale de la dorsale (allongement) est due à l'entraînement de la lithosphère océanique formée à l'axe. La lithosphère océanique tend à s'enfoncer PAR GRAVITÉ dans l'asthénosphère au fur et à mesure qu'elle se refroidit - et donc qu'elle augmente en densité-, qu'elle se gorge d'eau et qu'elle s'épaissit (voir plus bas). L'ENTRAÎNEMENT par les mouvements de convection du manteau asthénosphérique jouerait aussi un rôle.

Les manifestation de cette tectonique en extension sont visibles au niveau des enregistrements sismiques et des failles.
* Il existe une microsismicité permanente. En effet, les séismes enregistrés au niveau des dorsales sont très nombreux mais d'assez faible intensité et souvent superficiels.
Je rappelle qu'un séisme est défini comme étant une libération brusque d'une contrainte. Deux types de contraintes existent: des compressions et des extensions. On peut retrouver ces contraintes dans les enregistements sismiques. En effet, on peut répérer sur un enregistrement sismique le type de contrainte principale (extension ou compression) à l'origine du séisme (on apelle cela le mécanisme au foyer): si le premier mouvement du sol (enregistré sur le sismogramme) est vers le haut, il s'agit d'une extension, si le premier mouvement est vers le bas, il s'agit d'une compression. Dans le cas des séismes situés principalement le long des failles transformantes, on retrouve des compressions et des extensions.
* Les failles normales (avec des plans de failles plus ou moins parallèles à l'axe de la dorsale) sont la règle au niveau des dorsales. Elles correspondent à une tectonique en extension de direction perpendiculaire à l'axe de la dorsale. Les décrochements sont associés aux coulissages avec des plans de faille perpendiculaires à l'axe de la dorsale (failles transformantes). Les miroirs de faille, bien que souvent cachés par des dépôts sédimentaires, permettent parfois de voir in situ ou d'échantillonner les roches profondes de la croûte océanique. Les mouvements sont toujours de direction perpendiculaire à l'axe de la dorsale.
Je rappelle qu'une faille est un déplacement le long d'un plan de rupture (déformation discontinue dans le domaine fragile- voir TP1). Le sens du déplacement (inverse, normale, décrochement) indique de façon évidente le type de mouvement tectonique à son origine (extension, compression, coulissage).


Terminologie et représentation schématique des trois cas principaux de failles obliques;
rejet horizontal dominant (décrochement, ici représenté avec un rejet vertical nul) et deux cas de rejet vertical dominant représentés ici avec un rejet horizontal latéral nul (sans composante décrochante). On dit qu'une faille joue, c'est-à-dire que les compartiments affectés par la faille ont un mouvement relatif (rejet ou jeu), selon trois composantes: une composante verticale, une composante horizontale latérale (ou composante décrochante) et une composante horizontale transversale (qui indique l'obliquité de la faille, étant nulle pour une faille verticale). Dans la nature, les plans de failles sont courbes et ne sont donc des plans que sur de petites surfaces; il est souvent nécessaire de préciser l'échelle à laquelle on se place.


Une coupe THÉORIQUE perpendiculaire à l'axe de la dorsale... (d'après Belin p112)

On peut distinguer, selon la vitesse de divergence, deux types de dorsales:
* une dorsale lente (divergence inférieure à 4-5 cm par an, type atlantique) est caractérisée par un rift ou graben (fossé en allemand) ou encore une vallée à son axe, qui peut être découpée en vallées emboîtées séparées par des failles normales. Les points les plus élevés de la dorsale sont les crêtes bordant l'une ou l'autre des vallées du rift. Les foyers des séismes peuvent être assez profonds et dépasser la profondeur d'1 km.
* une dorsale rapide (divergence supérieure à 4-5 cm par an, type pacifique) est caractérisée par un horst (dôme en allemand) axial. Des vallées encadrent ce point le plus élevé de la dorsale, séparées par des failles normales. Les foyers des séismes sont assez superficiels (profondeur inférieure à 1 km).

2.2 L'axe de la dorsale est le lieu de formation d'une croûte océanique de 7 km d'épaisseur


Un essai de représentation des modèles de dorsales en respectant l'ECHELLE.
Coupe partielle du globe présentant l'origine profonde (hypothétique) d'une dorsale,
coupe partielle de la dorsale présentant la limite asthénosphère-lithosphère peu profonde au niveau de l'axe,
et
coupe de la zone axiale de la dorsale.
L'origine mantellique très profonde (limite manteau-noyau) de la péridotite chaude et solide (masses rouges sur la coupe générale du globe) à l'origine du magma (points rouges sur la coupe de la zone axiale) qui s'insère à l'axe de la dorsale est une des hypothèses possibles.

La zone de formation de la croûte océanique est très étroite: une dizaine de km de large. Le modèle actuel de fonctionnement d'une dorsale océanique repose sur le modèle des mouvements du manteau présenté plus haut. En profondeur, sous l'axe de la dorsale, on pense qu'il y a une remontée (lente) d'une masse de péridotite venant d'au moins 100 km de profondeur (dans l'asthénosphère et peut-être dans le manteau inférieur, d'après les profils de tomographie)? Cette masse (solide, chaude, déformable) vient diverger sous l'axe de la dorsale pour former le soubassement de la lithosphère océanique. En effet, lors de sa remontée, la péridotite subit une décompression (diminution de pression) qui provoque une fusion partielle (quelques %) et donc la formation d'un magma dont les premières gouttes pourraient apparaître vers 50 km de profondeur. Ce magma, de composition basaltique peut s'accumuler dans la roche en profondeur pour former une chambre magmatique.
Attention une chambre magmatique n'est pas une cavité remplie de magma mais une roche (péridotite appauvrie) remplie, plutôt comme une éponge, de magma sous formes de goutelettes de liquide.
Le terme d'accrétion désigne la formation de la croûte par ajout de matériel issu d'un magma d'origine péridotitique. Si le magma arrive en surface il donne, par refroidissement brutal avec l'eau de mer à 2°C, des épanchements volcaniques de basaltes en coussins (pillow-lavas selon le terme anglais qui signifie laves en oreillers) qui surmontent les points d'injection du magma qui se présentent sous forme de filons verticaux de basaltes (dykes). Si le magma se refroidit et cristallise plus lentement en profondeur, il donne des gabbros. La péridotite appauvrie (par la perte de quelques % d'éléments qui sont passés à l'état liquide dans le magma), reste une péridotite, du point de vue pétrologique (voir TP5).
La croûte océanique (dont la limite inférieure est le Moho, absent à l'axe de la dorsale) comprend donc 3 "couches": les basaltes en coussins, les basaltes en filons verticaux, et les gabbros. La péridotite appauvrie appartient au manteau lithosphérique.
Le moteur de la formation de la croûte océanique est donc bien la remontée de roche solide (péridotite) et chaude du manteau et donc la convection mantellique.


Un petit schéma ILLUSTRATIF du modèle de fonctionnement alternatif d'une dorsale océanique
(à partir du film du CNDP: Oman, la plus belle ophiolite du monde -les codes couleurs sont les mêmes que ceux du schéma au-dessus).
11 étapes numérotées de 1 à 11

1 et 2 - Ct1, Ct2 = remontée d'un diapir asthénosphérique de péridotite chaude présentant une fusion partielle (5-25%).
3, 4 et 5 -
Ct3, Ct4, Ct5, Bt1, Bt2, At1= par migration du magma à la faveur de fractures, formation d'une chambre magmatique au sein de la croûte où s'accumule le magma basaltique; la péridotite qui perd son magma est appelée "péridotite résiduelle", c'est une dunite voir classification des péridotites, TP5-6)
6 -
Ct6, Bt3, At2= éruption volcanique : au toit de la chambre magmatique, le magma basaltique est injecté entre les roches de la croûte par des fissures et forme les laves en coussins en surface (pillow-lavas) et un complexe de filons verticaux de basaltes (dykes). En dessous, arrive un nouveau diapir de péridotite chaude.
7-
Ct7, Bt4, At3= l'éruption est terminée, le magma de la chambre va se cristalliser entièrement et donner un gabbro (équivalent plutonique du basalte); les gabbros peuvent être lités du fait des contraintes lors de leur mise en place; le diapir suivant de péridotite chaude se met en place et lamine la péridotite résiduelle qui se retrouve coincée à la base de la croûte et s'épanche sur les côtés.
8 -
Bt5, At4 = la chambre ne contient presque plus de magma (le gabbro cristallise aux parois de la chambre)
9,10 et 11 -
Bt6, Bt7, At5, At5, At7 = tout le magma est cristallisé, la croûte est totalement solide au niveau de l'ancienne zone d'éruption ; le nouveau diapir de péridotite chaude qui remonte se place légèrement à l'Est et va probablement donner naissance, dans quelques milliers d'années (ou beaucoup moins) à une nouvelle injection de magma basaltique.

2.3 En s'écartant de l'axe de la dorsale, la lithosphère s'épaissit, se refroidit et s'hydrate

L'épaississement de la lithosphère se fait par le bas et le haut. Par le haut s'ajoutent des sédiments - qui se transforment en roches sédimentaires par diagénèse. Par le bas s'intègrent des péridotites mantelliques refroidies du fait du refroidissement de la plaque. En effet on considère que la limite inférieure de la lithosphère est approximativement l'isotherme (ligne d'égale température) 1300°C (voir le schéma de la structure du globe qui est donc inexact à l'axe de la dorsale). L'épaisseur maximale de la croûte océanique formée à l'axe de la dorsale est d'une dizaine de kilomètres. On peut dire que la lithosphère s'épaissit ensuite lorsqu'elle s'éloigne de l'axe de la dorsale mais il serait plus judicieux de dire que l'isotherme 1300°C s'abaisse progressivement de 10 à 100 km (à 1000 km de l'axe) au fur et à mesure que la lithosphère se refroidit.
On peut éventuellement dire que la croûte s'épaissit, du fait de l'ajout des roches sédimentaires mais sa partie magmatique ne s'épaissit plus car elle n'est formée qu'à l'axe de la dorsale.

La nouvelle croûte océanique est très rapidement transformée principalement par les circulations d'eau de mer. La croûte océanique se charge en eau: elle s'hydrate. L'eau de mer froide s'enfonce dans la croûte fracturée et est chauffée. L'eau chaude et salée altère profondément la roche. L'eau chaude, en solubilisant des éléments minéraux, devient hydrothermale. Les eaux chaudes surchargées en soufre, fer et manganèse forment les fumeurs qui sont des cheminées dont les parois se construisent par la précipitation des minéraux en solution. Les zones de sources hydrothermales profondes sont des oasis de vie présentant des espèces parfois géantes. On observe plus d'hydrothermalisme au niveau des dorsales rapides que sur les dorsales lentes.
L'olivine, bien cristallisée dans le basalte, est serpentinisée par hydratation (la serpentine est une argile (minéral en feuillets) qui cristallise aux dépens de l'olivine).
Le gabbro est aussi altéré sous les contraintes de type extension et présente un métamorphisme (transformation de la roche à l'état solide, sans passer par l'état magmatique liquide) qui se traduit par une foliation (alternance de couches de minéraux en feuillets) et l'apparition de minéraux comme l'amphibole (qui croît à partir des plagioclases et des pyroxènes). 

2.4 Les marges passives des océans témoignent de l'histoire de l'ouverture océanique

Si l'on referme un océan actuel en ouverture que trouve-t-on aux bords ? Habituellement des continents. Mais pas toujours. Les bords des océans en ouverture sont appellées des marges.
Il y a deux types de marges:

On reconstitue actuellement l'histoire d'une ouverture océanique par 2 étapes majeures que nous associerons à quelques localisations géographiques:

  1. rifting caractérisée par
    * une tectonique en extension (avec des failles normales courbes nommées failles listriques délimitant des blocs basculés),
    * l'amincissement de la croûte continentale (pouvant être associé à un volcanisme plus ou moins intense)
    * et la subsidence (mouvement vertical descendant à l'échelle de la marge).
    Le rift continental ou fossé continental peut être rempli d'eau, plus ou moins salée et donc associé à une sédimentation plus ou moins importante (sédiments dits syn-rift du grec syn = avec) qui s'accumulent dans les fossés mis en place par le jeu des failles normales (aspect caractéristique du paysage en marches d'escalier).
    Exemple actuel (à des degrés différents): le fossé rhénan que l'on peut prolonger par les limagnes (début d'ouverture ou simple zone d'effondrement intracontinentale (subsidence associée à un ancien point chaud...): voir Belin ch 1, pp 7-18 à lire), le rift est-africain (le modèle s'y applique très facilement avec un volcanisme et un séismicité importante sur les bords du rift continental en formation, les grands lacs africains, associés au rift continentale ne sont pas salés)...
  2. ouverture océanique : l'apparition de croûte océanique, correspondant à un magmatisme spécifique (voir partie précédente) va de pair avec l'installation définitive d'un milieu marin (eau salée) avec une sédimentation importante (sédiments post-rift), toujours associé à la subsidence. Le jeu des failles listriques (continentales) cesse et seule la partie axiale de l'océan, où se met en place la dorsale, est active sismiquement et détermine un rift océanique.
    Exemple actuel: La Mer Rouge (mais la dorsale ne correspondrait pas encore à une seule zone bien délimitée; l'eau est salée en surface mais en profondeur (dans des "fosses"), elle est souvent franchement hydrothermale)...

L'ouverture océanique associe donc un mouvement d'extension avec un mouvement de subsidence.
- Le mouvement d'extension est associé à la fois à la gravité et à l'entraînement par le manteau.
La gravité entraîne vers le bas la lithosphère dense et froide: si la croûte continentale (de densité moyene 2,7) s'amincie, l'asthénosphère (de densité moyenne 3,3) "remonte", ce qui correspond à une densité moyenne de lithosphère qui augmente, ce qui justifie un mouvement global de cette région vers le bas, du fait de l'équilibre isostatique de la terre en rotation autour de son axe.
La convection mantellique entraîne les plaques lithosphériques dans des mouvements horizontaux.
- Le mouvement de subsidence est principalement associé à la gravité, notamment par la surchage provoquée par la sédimentation détritique et biologique au niveau de la marge (les sédiments, plus denses que l'eau (densité cependant inférieure à 2), s'accumulant dans les fosses délimitées par les blocs basculés; les roches sédimentaires atteignant ensuite des densités supérieure à 2).


L'ouverture de l'Atlantique sud de la fin du secondaire à l'actuel
(d'après Le pétrole des profondeurs océaniques, Alain-Yves Huc, Pour la Science, 307, mai 2003, pp 44-52, figures 5 et 6 très modifiées)
L'intérêt de ces schémas réside dans l'association de la paléogéographie avec les données sédimentaires. Les marges passives sont particulièrement étudiées par les géologues car elles renferment souvent du pétrole. La phase "lagunaire" correspondait à un bassin atteignant près de 600 km de large (pour 3000 km de long). La phase de confinement du Crétacé moyen a été propice à la formation de roches-mère d'hydrocarbures (roches sont les sédiments dont elles dérivent contenaient une grande quantité de matière organique qui a pu être transformée en hydrocarbures).
Pour les coupes centrales, l'échelle n'est pas du tout respectée mais un essai de respect de l'échelle a été fait pour les deux coupes du bas.
Le terme de rifting désignant à la fois des phénomènes sédimentaires et tectoniques, la représentation faite ici est trop simpliste pour que l'on puisse utiliser à bon escient la terminologie usuelle. On pourrait peut-être qualifier les roches sédimentaires lacustres de roches ante-rift; les évaporites et les premières roches sédimentaires marines de roches syn-rift; les roches sédimentaires postérieures étant post-rift. Il est à noter que la tectonique des marges passives est extrêmement complexe et que ces schémas simplifiés n'en rendent pas compte (on se reportera judicieusement à l'article cité qui est vraiment l'application d'un modèle à une analyse de données de terrain).


Annexe:
La théorie des catastrophes et la tectonique des plaques: des plaques pas si rigides que ça...


Le modèle de la tectonique des plaques rigides, tel qu'il est présenté dans ce cours de 1ère S présente une bonne opportunité pour mettre en lumière les différences entre un modèle structural et un modèle réductionniste. Il n'est pas question d'enseigner en 1ère S un autre modèle mais uniquement de souligner les avantages d'une vision géométrique en géologie, tout comme en biologie.
Les idées de cette annexe sont principalement extraites d'une conférence à l'IPG, puis de deux articles qui se trouvent sur le CDRom (http://www.ihes.fr/jsp/site/Portal.jsp?page_id=217) des œuvres complètes de René Thom (1977f9.pdf).
Voici les références complètes: Les mathématiques présentées SONT TROP ARDUES pour un naturaliste.
1. Tectonique des Plaques et Théorie des Catastrophes , René Thom, 1977, 10, Conférence à l'Institut de Physique du Globe, 27 octobre 1977. Publié in Journées Singulières de Dijon, 4, 1978, pp. 205-231 ; in Astérisque 59-60, Soc. Math. France, Paris, 1978, pp. 205-231. Trad. angl. «Plate Tectonics and Catastrophe Theory», in Catastrophist Geology, vol. 3, no 1, 1978, pp. 30-48, traduction anglaise de l'article précédent, annoncée à la fin de ce dernier. 1977, 9.
2. Plate tectonics as a Catastrophe Theoretic Model, Predictive Geology, G. de Marsily et D.F. Merriam eds., Oxford, Pergamon Press, 1982, pp. 1-7. 1977, 9.
3. Reprise avec des modifications de ces deux articles sous le titre : « Tectonique des plaques et théorie des catastrophes »,
1990, in AL, p. 411-433. C'est cet article qui est le plus élaboré.

Comme il est dangereux d'enseigner ce que l'on ne comprend pas !
Les plaques sont RIGIDES MAIS DÉFORMABLES !!!
Les mouvements des plaques sont des ROTATIONS mais comme les plaques ne sont pas (tout à fait) rigides et comme seuls les mouvements relatifs sont observables, la géométrie devient très complexe.
Les mouvements se font sur une surface fermée: on doit donc retrouver, si l'on fait la somme algébrique des vitesses le long d'un grand cercle du globe, une valeur nulle. Or cette condition n'est qu'un postulat qui est loin de pouvoir être vérifié surtout si le nombre de plaques a été multiplié comme ces dernières années.


Lorsqu'on se place au bord d'une plaque P en mouvement (au niveau d'un arc g) on peut définir un vecteur oméga qui est tangent au grand cercle (dont le centre coïncide avec le centre du globe assimilé à une sphère) et perpendiculaire à g. L'axe de rotation passe par le centre de la terre et définit deux pôles symétriques (un seul est dessiné sur le schéma) au niveau des intersections de la surface du globe avec la droite normale au plan du grand cercle et passant par son centre.
Mais dans la nature les seuls éléments observables sont les mouvements relatifs entre deux plaques P1 et P2 au niveau d'un arc g12. On ne pourra définir qu'un seul axe de rotation (et deux pôles) si les plaques sont rigides alors que plusieurs pôles (voisins) doivent apparaître pour des plaques déformables.

La cinématique des plaques est INACCESSIBLE à l'enseignant de lycée. Des translations relatives sur la surface d'un ellipsoïde de révolution avec des accidents morphologiques de type discontinuité (lignes, point triples (ou multiples plus instables), lignes terminées à une extrémité...) ne sont pas justifiables simplement et demandent déjà une bonne vision dans l'espace pour être conceptualisées. C'est trop demander à des lycéens.

Mais la théorie de la tectonique des plaques est peut-être tout simplement trop jeune et pas encore assez géométrisée. Les outils de géométrie analytique (et différentielle, parceque les plaques sont presque rigides et que les déformations sont petites, d'où cet outil) semblent pourtant être disponibles mais ne sont pas à la portée d'un naturaliste non mathématicien.

Je vais donc me contenter de faire une remarque (familière) sur la méthode d'approche de la modélisation des mouvements des plaques.

Lorsqu'on observe une structure dans la nature (un phénomène) on peut avoir deux approches (complémentaires ?):
* soit on essaye de comprendre cette structure en l'expliquant par les interactions existant entre les éléments qui la composent; c'est la voie réductionniste
* soit on accepte globalement cette structure comme une donnée causée par une dynamique et on en fait l'étude géométrique. C'est cette voie que Thom appelle "voie structurale" que Thom présente dans sa forme la plus élaborée dans son article de 1990 (non publié mais qui se trouve dans le CDRom de ses œuvres complètes: 1977f9.pdf). Il y développe une explication de l'apparition de toutes les structures connues (et certaines inconnues, tout en montrant les causes de leur instabilité) à partir de considérations de géométrie différentielle, sans faire une seule fois référence à la constitution pétrologique des plaques et du manteau.

Pour faire comprendre la différence entre ces deux voies voici un exemple que Thom utilisait que l'on pourrait appeler "la manche" ( voir Prédire n'est pas expliquer, René Thom, 1991, Eshel, Paris). Si vous pliez le bras, la manche de votre veste se plisse. Or ces plis ne résultent pas de la nature du matériau mais de la dynamique. C'est un problème de géométrie et non de résistance des matériaux. D'une part la cause du plissement se trouve ailleurs que dans la manche (cela personne ne le conteste: c'est le mouvement de pliure du bras) et d'autre part les structures plissées engendrées sont universelles car elles résultent d'un phénomène qui peut s'étudier géométriquement: la projection d'un cylindre d'une certaine longueur dans un espace plus petit (c'est là que les opinions divergent car certains y voient une causalité interne, d'autres externes: pour une approche de ce vocabulaire, voir une page sur les 4 causes d'Aristote en SVT). Avec les mots de Thom : « lorsqu'un espace est soumis à une contrainte, c'est-à-dire lorsqu'on le projette sur quelque chose de plus petit que sa propre dimension, il accepte la contrainte, sauf en un certain nombre de points où il concentre, si l'on peut dire, toute son individualité première. Et c'est dans la présence de ces singularités que se fait la résistance. Le concept de singularité, c'est le moyen de subsumer en un point toute une structure globale.». La théorie des catastrophes développées par Thom est l'étude de ces singularités (appelées catastrophes): voir une page annexe pour une approche générale.