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    Tectonique des plaques

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    Message par Admin le Mar 5 Oct - 0:32


    Tectonique des plaques

    La tectonique des plaques (d'abord appelée dérive des continents) est le modèle actuel du fonctionnement interne de la Terre. Elle est l'expression en surface de la convection qui se déroule dans le manteau terrestre. On peut la résumer par « Tout bouge en profondeur, tout change en surface ».

    La lithosphère, couche externe de la Terre, est découpée en plaques rigides qui flottent et se déplacent sur l'asthénosphère, plus ductile. Les premiers concepts, balbutiés dès le XVIIIe siècle, ont été formulés en 1912 par le climatologue allemand Alfred Wegener à partir de considérations cartographiques, structurales, paléontologiques et paléoclimatiques.

    Histoire

    Au début du XXe siècle, l'Allemand Alfred Wegener remarque que par la disposition des continents, la côte est de l'Amérique du Sud semble s'emboiter parfaitement dans la côte ouest de l'Afrique. Il va ainsi publier un ouvrage en 1915 : Genèse des océans et des continents : théories des translations continentales. Pour Wegener, les masses continentales se déplacent au cours des ères géologiques. Au Permien (280 millions d'années), les continents actuels formaient un seul supercontinent : la Pangée (Pangaea : Terre unique en Grec). Ce continent s'est par la suite disloqué et donner naissance vers 200 millions à deux autres super continents: la Laurasie au Nord et le Gondwana au Sud, les quels ont continué à se fracturer pour donner naissance aux continents actuels qui, tels des radeaux, se seraient déplacés au cours des ères géologiques pour aboutir à la configuration actuelle. Il s'est appuyé sur de nombreuses preuves morphologiques: emboîtement des formes de contients tels la corne Sud Est du Brésil et le fonds du golfe de Guinée, stratigraphiques (continuité stratigraphique entre l'Afrique et l'Amérique du Sud qui se traduit par l'existence des cratons fait de tonalites ou boucliers qui datent du Primaire), paléoclimatiques (existence de galets striés datant du primaire en Afsud et Amérique du Sud, ce qui témoigne que les deux continents ont subi les mêmes influences glaciaires au Primaire) et paléontologiques (même faune et flore du primaire au rang desquelles les mésosaures, les cygnonatus et les glossoptéris, sorte de fougère du primaire). D'autres bien avant lui s'en sont aperçus, mais il est le premier à alors proposer, à partir de cette observation, la théorie de la dérive des continents : un supercontinent, la Pangée, se serait fragmenté au début de l'ère secondaire et, depuis cette ère, les masses continentales issues de cette fragmentation dériveraient à la surface de la Terre. Cette intuition, pourtant étayée par des faits convaincants, a longtemps été rejetée par des géologues, Wegener proposait comme explication le broutage des continents sur le fond des océans pour expliquer la dérive. Mais, dans cette vision théorique, la dérive se caractérise par la formation de trou béant. Les mécanismes et la morphologie interne de la Terre étaient encore inconnus pour une interprétation plausible de la dérive.

    C'est seulement dans la deuxième moitié du XXe siècle que la communauté scientifique, convaincue par la présentation de nouvelles preuves, accepte finalement le modèle de tectonique des plaques. L'hypothèse des mouvements de convection dans le manteau, émise par Arthur Holmes en 1945, propose un moteur plausible à ces déplacements de continents. Mais c'est la compréhension du fonctionnement des fonds océaniques, avec l'hypothèse du double tapis roulant formulée par Harry Hess en 1962, qui marque une véritable révolution des sciences de la Terre.

    La théorie synthétique de la tectonique des plaques est énoncée en 1967 par l’Américain William Jason Morgan, le Britannique Dan McKenzie et le Français Xavier Le Pichon.

    Le modèle du double tapis roulant comme moteur de la tectonique des plaques est remis en question à partir des années 1990.

    A partir de 1967, les expéditions Tazieff en Afar (Ethiopie), ont apporté la démonstration de l'origine océanique des systèmes volcaniques axiaux actifs de la région. Initié dans les années 40 aux travaux de Wegener par son professeur le tectonicien belge Paul Michot, Haroun Tazieff cherchait depuis 1948-49, après sa découverte du volcanisme dans la branche sud-occidentale du grand rift africain dans le Kivu, à en explorer la partie septentrionale, qu'il ne put explorer qu'en 1967, après plusieurs tentatives avortées. Les travaux de recherche décrivant les mécanismes d'expansion en Afar se sont poursuivis de 1967 à 1976, donnant lieu à une multitudes de publications. Franco Barberi et Jacques Varet, prenant le relai d'Haroun Tazieff et de Giorgio Marinelli, se sont vus décerner le Prix L.R. Wager par la Royal Society et l'Asscociation Internationale de Volcanologie et de Chimie de l'Intérieur de la Terre (AIVCIT, 1972).

    Tazieff et ses équipiers ont réalisé en Afar les premières mesures directe d'écartement des lèvres d'un rift océanique. Si l'ouverture augmente de 2 cm en moyenne par an, il s'agit en réalité d'une succession d'ouvertures brutales de segments actifs, à compter en mètres sur des espaces de temps de l'ordre de 100 ans. Les évènements récents mesurés par interférométrie sur images satellites le long de la chaine axiale de Manda Harraro sont venus confirmer ce type de phénomène en 2006.

    L'apport de Barberi et Varet a été de démontrer que les « chaines volcaniques axiales » de l'Afar étaient de type « océaniques » (au plan tectonique et magmatique) et assuraient le relai entre les vallées axiales de la Mer Rouge et celles du Golfe d'Aden. De sorte que la frontière des plaques entre l'Afrique et l'Arabie ne passe pas « en mer » par le détroit de Bab-el-Mandeb, mais à terre à travers l'Afar. La nature de la tectonique et du volcanisme de l'Afar se distingue ainsi de celle du rift africain, qui reste un « rift continental » n'ayant pas donné lieu à la génération de croute océanique nouvelle.
    [modifier] Le modèle actuel
    Schéma général des différents types de volcanisme associés aux mouvements des plaques tectoniques.
    Modèle de tectonique des plaques.

    On admet à présent que les plaques tectoniques sont portées par les mouvements du manteau asthénosphérique sous-jacent et subissent des interactions dont les trois types principaux sont :

    * la divergence : se dit d'un mouvement éloignant deux plaques l'une de l'autre, laissant le manteau remonter entre elles. Leur frontière divergente correspond à une ride océanique ou dorsale, lieu de création de lithosphère océanique et théâtre de volcanisme intense. Le volcanisme au niveau des dorsales est généralement basaltique, avec une géochimie tholéiitique. C'est à travers ce mouvement que se crée la croûte lithosphérique (couche rigide située au-dessus du manteau supérieur) ;

    * la convergence : se dit d'un mouvement rapprochant deux plaques l'une de l'autre, compensant ainsi l'expansion océanique en d'autres zones du globe. Trois types de frontière de plaques convergentes accommodent le rapprochement :
    o une zone de subduction là où une plaque (en général la plus dense et plus précisément la plaque océanique, d = 3,2) s'incurve et plonge sous une autre, moins dense (généralement la plaque continentale, d = 2,7) avant de s'enfoncer dans l'asthénosphère où elle rencontre de très hautes températures et fonds partiellement. c'est ce magma récemment fondu qui remonte pour alimenter les volcans situés au niveau des cordillères et des arcs insulaires. Il faut noter que les différences de densités proviennent de la nature des matériaux. Ainsi, la plaque océanique est faite de matériaux basaltiques denses, alors que la plaque continentale est plutôt faite de matériaux granitiques peu denses. On peut également avoir des exemples de subduction Océan-océan le volcanisme au-dessus des zones de subduction est généralement andésitique, avec une géochimie calco-alcaline. Cette situation est due à l'hydratation du magma. En effet, lorsque la plaque plongeante s'enfonce dans l'asthénosphère, l'eau s'infiltre à travers ses fissures. La côte ouest de l'Amérique du Sud en est un exemple ; La subduction d'une plaque sous une autre entraine de nombreuses conséquences telles que un volcanisme andésitique (ou explosif ou volcan gris), de nombreux tremblements de terre, et surtout la formation des plis et des failles.
    o une zone de collision, là où deux plaques se confrontent. Il s'agit généralement de deux plaques continentales. Ainsi quand deux plaques continentales de même nature et de même densité se rencontrent, le moteur du mécanisme se bloque. Il n'est pas assez puissant pour faire plonger l'une des plaques dans l'asthénosphère à cause de leur faible densité. Les deux plaques se soudent pour n'en former qu'une seule. C'est le cas notamment de la chaine de l'Himalaya, à la frontière entre la plaque indienne et la plaque eurasienne ; cette rencontre s'est produite il y a 65 millions d'années à la faveur de la fameuse migration du continent indien. Les Alpes, les chaines de l'Atlas sont des exemples de chaine de collision. Il faut noter que pendant la collision, le matériel sédimentaire est transporté en hauteur pour former des chaines de montagnes où les roches sont plissées et faillées. La collision conduit au racourcissement de l'écorce terrestre.
    o une zone d'obduction, là où une lithosphère océanique est transportée sur un continent. On ne connait pas d'obduction actuellement active à la surface du globe terrestre.

    * le coulissage ou transcurrence : se dit du glissement horizontal de deux plaques, l'une à côté et le long de l'autre. Il s'agit d'un d'un déplacement latéral d'une plaque contre une autre. On a le cas de la faille de San Andréas en Californie, longue de plus de 400 km. Pendant le déplacement de cette faille se produisent des séismes très violents.

    À ces trois types d'interaction sont associées les trois grandes familles de failles :

    * une faille normale est divergente (extensive) ;
    * une faille inverse est convergente (compressive) ;
    * un décrochement est transcurrent (les axes d'extension et de compression sont dans le plan horizontal).

    John Tuzo Wilson décrivit que les continents grandissent par un cycle de Wilson, une série d'étapes quasi-périodiques où les plaques tectoniques de la croûte terrestre se dispersent puis s'agrègent.

    L'origine de la force qui rend les plaques mobiles est discutée : elle peut être liée à la contrainte cisaillante entre la lithosphère et l'asthénosphère (liée à la convection et à l'importance du couplage entre la lithosphère et l'asthénosphère), au poids de la lithosphère subductante (qui tire toute la plaque), à l'altitude plus élevée de la lithosphère à la dorsale (écoulement gravitaire) ou à la poussée à la ride (la formation de la lithosphère pousse toute la plaque). Ces possibilités ne sont pas exclusives, mais les contributions relatives dans le mouvement sont très discutées et dépendent des études, en particulier le rôle du couplage entre la lithosphère et l'asthénosphère, considéré comme majeur jusque dans les années 1990 est fortement remis en question.
    [modifier] Tectonique des plaques et convection dans le manteau

    La Terre possède une chaleur importante du fait de la radioactivité (désintégration du potassium, de l'uranium et du thorium) et de la chaleur d'accrétion initiale. Elle se refroidit en évacuant la chaleur à sa surface. Pour cela, on connaît trois mécanismes : conduction thermique, convection et transfert radiatif. Au niveau du manteau terrestre, la majeure partie du flux de chaleur est évacuée par la mise en mouvement des roches (convection). La convection est induite par la présence de matériel chaud (donc moins dense) sous du matériel moins chaud (donc plus dense). Ces mouvements sont très lents (de l'ordre de 1 à 13 cm/an).

    Jusqu'à peu, les géologues considéraient que le couplage mécanique entre les mouvements de l'asthénosphère et de la lithosphère était le principal moteur de la tectonique des plaques. L'importance de ce couplage entre la lithosphère (rigide et cassante) et l'asthénosphère (manteau sous-jacent ductile et déformable) est remis en cause.
    [modifier] Les limites du modèle
    La dérive des continents, à partir de la pangée.

    La tectonique des plaques est parfaitement valable pour les plaques océaniques (ou pour les parties océaniques des plaques mixtes). En effet, les plaques océaniques sont minces et rigides; leurs limites sont très nettes (ride médio-océanique, failles transformantes ou zones de subduction). Par contre, les plaques continentales sont beaucoup plus épaisses et moins rigides. Les limites de plaques sont donc beaucoup plus floues, et l'on peut considérer comme limite la suture paléogéographique (l'ancien océan), ou la zone qui se déforme actuellement (dans les cas de l'Himalaya-Tibet, la différence est de plusieurs milliers de km).
    De plus, ce manque de rigidité induit la présence d'une multitude de "blocs" ou de "microplaques", plus ou moins indépendantes. La mosaïque en Méditerranée en est un bon exemple, avec une multitude de systèmes en extension (mer Tyrrhénienne, mer d'Alboran, mer Égée) dans un contexte compressif (rapprochement des plaques africaines et européennes). Le modèle de tectonique des plaques trouve ici ses limites, et certains modèles peuvent mieux expliquer certaines structures sans la tectonique des plaques (dans l'Est du plateau Tibétain, par exemple)[1].
    [modifier] Devenir des continents

    Xavier Le Pichon[Note 1], Jean-Michel Gaulier[Note 2] et coll. ont modélisé le mouvement de cinq continents se déplaçant de façon aléatoire[Note 3] à une vitesse de 100 millimètres par an[Note 4]. Leurs calculs montrent qu'il faudra environ 430 millions d'années pour que, leurs déplacements convergeant, ces continents s'unissent. Dès lors, rien n'interdit de penser que cela se concrétisera.

    La chaleur de la Terre ne s'évacue pas de la même façon selon que les continents sont regroupés en un seul ou qu'ils sont dispersés comme c'est le cas aujourd'hui et selon leur position (qui influe sur leur albédo, plus claires en zone polaire par exemple). Les chaines de montagnes terrestres ou sous-marines modifient respectivement la circulation des masses d'air humide et des courants marins.

    Un supercontinent forme un « bouclier thermique » qui modifie la manière dont la chaleur s'évacue. Il se disloquera nécessairement en plusieurs fragments. Cela marquera le début d'un nouveau cycle de Wilson ainsi baptisé en l'honneur de John Tuzo Wilson (1908-1993), géophysicien canadien, qui a, le premier, émis l'hypothèse de ce rassemblement périodique des continents.



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