d'après Nathan, fig1, p 304
Manuel de
référence: Nathan,
2001
Manuels de la classe, Belin, 2001 ou Bordas, 2001
Plan de cette page:
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.
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:
|
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). |
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.
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.
>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).
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.
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.
Remarque:
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.
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).
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).
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.
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).
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:
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).
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.
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.
