La théorie de la tectonique des
plaques, l’histoire d’un modèle
I.
Introduction
1.
Avant
Wegener
Les
géologues antérieurs et contemporains à Wegener suivent les idées du fixisme, c’est-à-dire l’idée d’un super
continent dans lequel des blocs se seraient effondrés, dans lequel des océans se
seraient formés et sur lequel les reliefs se seraient formés avec la rétraction
de la Terre. On a alors l’idée de deux couches : la croute terrestre
(roche) et en dessous un soubassement.
2. Wegener
Wegener
est contre les idées du fixisme (mobilité verticale) mais soutient le mobilisme, c’est-à-dire la mobilité
horizontale.
T : Le mobilisme ou la théorie de
« la dérive des continents »
Son
point de départ est l’isostasie car
grâce au principe d’isostasie, il démontre que le mouvement vertical est
impossible. En effet, l’isostasie postule que les continents
« flottent » sur leur soubassement, un peu comme des péniches qui
s’enfoncent plus ou moins dans l’eau selon qu’elles sont plus ou moins
chargées.
Ensuite,
en regardant les continents, Wegener émet quatre arguments différents pour
soutenir sa thèse :
- l’argument
géographiques :
la forme des continents s’emboite ;
- l’argument
paléontologique
(argument qui tient en compte les fossiles) : les fossiles datant de - 200
M d’années avant J.-C. d’une même espèce ont été trouvés sur le continents
africain et sud-américain (exemple : le Mesosaurus, le Cynognathus) ;
- l’argument
lithologique
(argument qui compte des roches) : des roches identiques ont été retrouvées
de part et d’autre de l’Océan Atlantique, sur le continent africain et
sud-américain (exemple : la calotte glacière) ;
- l’argument
statistique
(mathématique) : la répartition bimodale des altitudes suggère que les
fonds océaniques ont une constitution différente de celle des continents.
T : Continents à
l’appui de la théorie de Wegener
II. La naissance d’une idée, celle du mobilisme, remise en cause
1.
Les
études sismiques rejettent cette théorie
a. Rappel
Un
séisme a pour origine la rupture de roches situées en profondeur, suite à des
contraintes accumulées durant des milliers d’années. Cette rupture provoque une
libération brutale d’énergie sous forme de chaleur (énergie thermique) et aussi
sous forme d’énergie sismique (énergie mécanique) qui se propagent à partir du
foyer (ou hypocentre) dans toutes les directions de l’espace.
Par analogie avec les rayons
lumineux, on parle de raies sismiques pour désigner les trajectoires suivies par
les vibrations sismiques.
T : Le phénomène
des séismes
b. Les
ondes P et S
Les
ondes P et S qui traversent le globe terrestre fournissent des renseignements
sur les caractéristiques des milieux traversés et sur la profondeur des
surfaces de discontinuité.
Les
ondes S ne se propagent pas en milieu liquide.
La
vitesse des ondes P et S dépend de la nature du matériel traversé. Plus le
matériel est dense, c’est-à-dire rigide et cassant, plus les ondes se déplacent
vite. Un ralentissement des ondes traduit un changement des propriétés du
matériel traversé : ce matériel est dit visqueux.
On
considère que les ondes sismiques se propagent dans les roches comme les ondes
lumineuses dans les milieux transparents. L’énergie se propage le long de
trajectoire, à savoir celle des raies sismiques qui divergent à partir du foyer
comme les rayons lumineux à partir d’une source. Lorsqu’une onde sismique
atteint une surface de discontinuité, c’est-à-dire une frontière entre deux
milieux dans lesquels la vitesse de propagation des ondes est différente, elles
se réfléchissent et éventuellement se réfractent.
Les
ondes
|
Informations
|
Présence
d’ondes P et S
|
Matériel
solide
|
Absence
/ disparition d’onde S
|
Matériel
liquide
|
Diminution
de la vitesse des ondes P et S
|
Milieu
de plus en plus visqueux
|
Augmentation
de la vitesse des ondes P et S
|
Matière
de plus en plus cassant, rigide, dense
|
T : Un sismogramme
T : Comportements
des ondes P et S
c. Les
découvertes
Le
sismologue allemand Gutenberg, en 1912, remarque que pour chaque séisme, il
existe une zone où les stations d’enregistrement ne reçoivent pas correctement
les ondes sismiques : c’est la zone
d’ombre s’étendant entre 105° et 143° de distance angulaire à l’épicentre
(entre 11 500 kilomètres et 14 500 kilomètres). Elle révèle
l’existence d’une discontinuité à la profondeur de 2 900 kilomètres. C’est
la discontinuité de Gutenberg qui
marque la limite entre deux enveloppes : le manteau et le noyau de la
Terre.
T : La zone
d’ombre
De plus la vitesse des ondes P
augmente avec la profondeur jusqu'à 2900 km. Au-delà, cette vitesse diminue
fortement et les ondes S ne traversent pas cette discontinuité. Gutenberg en déduit que la Terre
interne est solide jusqu' à cette discontinuité. Quant au noyau, il se comporte
comme un liquide, au moins dans sa partie externe.
T : Vitesse des
ondes sismiques
En 1936, la sismologue danoise,
Inge Lehmann démontrera qu’il existe une autre discontinuité dans le noyau, à 5
100 km de profondeur. Elle sépare le noyau externe liquide de la graine
centrale solide : c'est la discontinuité de Lehmann.
Le géophysicien britannique,
Jeffreys utilise ces données comme contre argument à la théorie de Wegener.
Cette grande partie solide est trop épaisse et donc trop résistante pour casser
et subir des mouvements horizontaux proposés par Wegener.
2. Le moteur de la dérive des
continents, l’autre point faible de la théorie
a.
Les marées
Un second contre-argument relatif au moteur de déplacement
des continents sera
utilisé : les marées, moteur proposé par Wegener, sont des forces trop faibles
pour déplacer les continents.
Pour
Jeffreys, « La supposition selon laquelle la Terre pourrait être
déformée indéfiniment par de petites forces à la seule condition que celles-ci
agissent longtemps, est donc une supposition très dangereuse, qui peut conduire
à des erreurs graves ».
La
théorie de la dérive des continents (mobilité horizontale) est provisoirement abandonnée.
b. Cependant une autre découverte a
lieu
Cependant, le 8 Octobre 1909, un
séisme se produit à Zagreb. Le géophysicien croate, Andrija Mohorovicic observe
les sismogrammes qui indiquent d’abord des ondes P puis des ondes S puis de nouveau
des ondes P et des ondes S. Les ondes se sont dédoublées. Les deux trains
d'ondes P successifs observés proviennent du même lieu, en même temps, et ils
circulent à la même vitesse. Leur décalage ne s'explique que par un trajet
différent : les ondes se sont donc réfléchies sur une surface de discontinuité.
C’est une nouvelle discontinuité qui
est mise en évidence: celle de Mohorovicic
ou Moho. Elle sépare la croûte et le
manteau sous-jacent. Sa profondeur est variable : de 6 à 8 kilomètres sous le
domaine océanique et 30 kilomètres en moyenne sous le domaine continental et
jusqu’à 70 kilomètres sous les chaînes de montagne.
Il existe deux types de croûte
dont leur limite et leurs caractéristiques sont mises en évidence avec les
études sismiques et pétrographiques (échantillonnage) :
- la croûte océanique est
essentiellement formée de basalte et
de gabbro
- la croûte continentale est
constituée entre autres de granite.
La croûte repose sur le manteau fait de péridotite.
T :
Organisation interne de la Terre
III.
L’hypothèse de
l’expansion océanique permet la réactualisation de la théorie de la dérive des
continents
1. De nouvelles découvertes à
l’origine de cette hypothèse
a.
La topographie des océans
Des
campagnes océanographiques ont permis de connaître la topographie océanique.
Les plateaux continentaux qui constituent la bordure immergée des continents.
Leur pente est infime (kilomètre par kilomètre) et leur profondeur maximale est
généralement inférieure à 200 mètres.
Les talus continentaux sont les zones de transition entre continent et
océan. Au bord des plateaux continentaux, le fond s'abaisse rapidement (une pente
de l'ordre de 15% en moyenne jusqu'à la profondeur des plaines abyssales).
Les plaines abyssales à moins 4000 mètres, à peu près planes,
représentent plus de la moitié de la surface des fonds océaniques.
Les dorsales océaniques, qui ont relief positif c’est-à-dire chaîne
montagneuse, sont larges de 2 000 à 3 000 kilomètres, culmine généralement à moins
1000 mètres. L’axe médian est occupé par une vallée large de 20 à 50 kilomètres
appelée rift.
Les fosses océaniques, qui ont un relief négatif, s'étendent à la
jonction entre le plateau continental et la plaine abyssale et peuvent
atteindre 11 kilomètres de profondeur.
Les îles volcaniques dont la localisation est très diverse : le
long des dorsales, au milieu des plaines abyssales, en bordure des océans.
T :
Topographie de l’océan
b.
Les flux géothermiques
Ces campagnes océanographiques
ont également permis de déceler les variations du flux géothermique (c’est-à-dire la dissipation en surface de la
chaleur interne). En effet, la Terre perd de l’énergie par toute sa surface et
d’une région à l’autre l’amplitude de ce flux est différentes : ce flux
est égal à 350 mW.m-2 au niveau des dorsales et il est de 20 mW.m-2
au niveau des fosses. L’ensemble représente 99% du flux, complété par le
volcanisme et les séismes qui représentent 1%.
T : Flux
géothermiques terrestres
c.
La convection mantellique
Harry Hess, géologue britannique,
au début des années 60 propose son hypothèse de l’expansion océanique. Selon lui,
le manteau terrestre était animé de mouvements de convection ascendant et
descendant (mode de transfert de chaleur par déplacement de matière).
Les dorsales correspondraient à
des courants ascendants, chauds, issus du manteau et seraient à l’origine de la
création de nouvelles croutes océaniques. Cette ascension permanente ou
accrétion assure l’expansion océanique et par conséquent l’éloignement des
continents.
Les fosses océaniques correspondraient
à des courants descendants froids, dans le manteau et assureraient la
disparition de croutes océaniques anciennes.
Ainsi la croûte océanique serait
continuellement recyclée alors que la croûte continentale, plus légère,
dériverait en permanence à la surface de la Terre.
En 1961 Dietz, géophysicien
américain, reprend les idées de Hess et introduit l'expression « sea floor spreading » (expansion des
fonds océaniques).
a. T : La convection
mantellique
La mobilité horizontale des
continents est alors relancée.
2.
La
mise à l’épreuve de cette hypothèse : le paléomagnétisme
La Terre produit un champ
magnétique. La polarité de ce champ magnétique terrestre s’est inversée au
cours des temps géologique. Certaines roches comme les basaltes conservent les caractéristiques
du champ magnétique qui règnent au moment de leur formation (paléomagnétisme).
L’intensité des champs
magnétiques, mesuré par les navires océanographique, est égale à l’intensité du
champ magnétique actuel et à l’intensité du champ magnétique fossilisé.
Intensité du champ
magnétique mesuré
|
=
|
Intensité du champ
magnétique actuel
|
+
|
+ Intensité du
champ magnétique fossilisé
|
+
|
=
|
+ (Nord-Sud)
|
+ (Nord-Sud)
|
|
-
|
=
|
+ (Nord-Sud)
|
- (Sud-Nord)
|
Les relevés magnétiques effectués
montrent des anomalies magnétiques, disposés en bande parallèle, qui coïncident
avec le phénomène d’inversion du champ magnétique.
De plus, l’échelle
magnétostratigraphique permet de dater les anomalies. Plus on s’éloigne de la
dorsale, plus les anomalies sont vieilles. L’âge et la nature de ces anomalies
sont symétriques par rapport à l’axe de la dorsale.
T :
Profil magnétique de l’Océan Est Pacifique
Ainsi Vins et Matthews, en 1963,
en déduisent que la croute océanique se forment à l’axe de la dorsale et le
basalte (c’est-à-dire la croute océanique) est repoussé latéralement.
L’expansion océanique est donc
éprouvée et des calculs de vitesse d’expansion océaniques sont possibles.
IV.
Le premier modèle
de la tectonique des plaques
Wadati et Bénioff constatent une
distribution spatiale particulière des foyers sismiques en fonction de leur
profondeur au niveau des fosses océaniques (Chili) ou au niveau des arcs
insulaires (Japon).
Il existe trois types de séisme
en fonction de la profondeur : séismes superficiels (0 à 70 kilomètres),
séismes intermédiaires (70 à 300 kilomètres) et séismes profonds (300 à 700
kilomètres).
En partant de l’océan et en
allant vers le continent, les foyers sismiques sont de plus en plus profonds.
Ils se répartissent selon un plan incliné appelée Plan de Bénioff.
De plus dans ces mêmes zones, les
isothermes (traits qui réunissent des ponts présentant la même température)
sont déformées le long du plan du Bénioff. Le matériel est plus froid (plus
dense et casant) que celui qui l‘entoure qui lui est plus chaud, plus visqueux,
plus ductile.
Exemple : à 200 kilomètres de profondeur, les isothermes
indiquent une température de 1 500°C sauf au niveau de la fosse où la
température est de 750°C.
T : Isothermes des
zones de subductions
2.
La
subduction
a. Une
nouvelle découverte
Olivier et Isaack interprètent
ces données par la subduction, c’est-à-dire le prolongement d’une plaque
océanique froide et rigide sans l’asthénosphère (le manteau plus chaud allant
de 100 à 700 kilomètres d’épaisseur). La plaque plongeante est épaisse de 100
kilomètres. Elle comprend la croute océanique et le manteau supérieur :
c’est la lithosphère océanique.
Remarque : la limite inférieure de
la lithosphère océanique correspond à l’isotherme 1 300°C. A ce niveau, la
péridotite à un comportement ductile (malléable, sans cassé). Dans un matériau
ductile, les ondes sismiques ralentissent.
T :
Phénomène de subduction
b. L’élaboration
de la tectonique des plaques
La lithosphère n’est
pas horizontalement homogène : elle présente des cassures (au niveau des
dorsales, des fosses, des chaines de montagnes) et est donc découpée en plaque.
En 1968, Xavier le
Pichon, Morgan et Mac Kenzie propose un découpage de la lithosphère en six
plaques mobiles : c’est l’établissement de la tectonique des plaques.
T :
Modèle de la tectonique des plaques aujourd’hui
Remarque : ce ne sont plus les
continents qui bougent mais les plaques qui sont mobiles. Une plaque pouvant
être de nature océanique et continentale ou uniquement océanique.
3. Le volcanisme intraplaque
a. Définition
Le volcanisme intraplaque est l’existence, dans le manteau, de points
chauds qui alimentent à leur verticale, un volcanisme de surface. La plaque
lithosphérique se déplaçant au-dessus est régulièrement perforée, ce qui rend
compte des alignements volcaniques.
T : Le volcanisme
intraplaque
b. Renforcement
du modèle
Le volcanisme intraplaque appelé
encore volcanisme de point de chaud, enrichit le modèle de la tectonique des
plaques. Il permet de déterminer la vitesse de déplacement d’une plaque et la
direction.
4. Les différents mouvements des
plaques
a.
Une nouvelle découverte
En 1965, Wilson, géologue
canadien, constate que les dorsales sont découpées en segments par de
nombreuses failles parallèles entre elles et perpendiculaire à l’axe de la
dorsale. Ce sont les failles
transformantes, des zones où il n’y a ni création, ni disparition de
lithosphère.
L’étude
de leur géométrie permet de comprendre que les mouvements des plaques sont des
rotations de pièces rigides sur une sphère.
T : Les failles
transformantes
b.
Les différents mouvements
Des travaux complémentaires
montrent que les plaques lithosphériques sont animés par des mouvements divergents au niveau des dorsales, convergents dans les zones de
subductions et coulissants ou décrochant
au niveau des failles transformantes.
Remarque : le moteur de ces
déplacements est la convection mantellique.
V.
Le renforcement de
ce modèle : la confirmation des prédictions
1. Les forages des sédiments en eau
profonde
a.
Des prédictions
Le modèle prévoit que les
sédiments en contact avec les basaltes sont de plus en plus vieux quand on
s’éloigne de la dorsale (rift). De plus, l’épaisseur de ces sédiments qui
recouvrent la croute océanique augmente quand on s’éloigne de l’axe de la
dorsale.
b.
La confirmation
Ces prédictions seront confirmées
grâce aux programmes de forages sous-marins (Joides) réalisés de 1968 à 1975
(270 forages). Les carottes obtenues permettent d’étudier la stratigraphie, la
pétrographie des sédiments ainsi que l’âge du plancher basaltique.
Donc ces forages ont permis de
dater la croute océanique. Il s’avère qu’elle est de plus en plus vieille quand
on s’éloigne de l’axe de la dorsale : les prédictions sont prouvées.
Remarque : ces données
océanographiques informent de la jeunesse des océans (avec un maximum de 200
millions d’années) contre la vieillesse des continents (quelques milliards
d’années).
2. Les mesures directes du mouvement
des plaques effectuées par G.P.S.
a. Des
prédictions
Ce modèle prévoit des vitesses de
déplacements des plaques (estimation réalisés à partir du paléomagnétisme, à
partir des sédiments océaniques, à partir des alignements de volcans avec le
volcanisme intraplaque).
b.
La confirmation
Avec l’utilisation de techniques
de positionnement par satellites (G.P.S.) à la fin du XXème siècle,
le mouvement des plaques devenu directement observables et leur vitesse
instantanée, confirment les vitesses estimées.
VI.
Le renouvèlement de
la lithosphère océanique, l’évolution du modèle
1.
La
création de la lithosphère océanique grâce à la fusion partielle de la
péridotite
a.
Les types de contraintes
Les
différents types de contraintes sont :
Les contraintes compressives
|
Avant
|
Après
|
Les contraintes extensives
|
Avant
|
Après
|
b.
Définition
Il s’agit de la fusion au sein
d’une roche des minéraux qui présentent les températures de fusion les plus
basses alors que les autres minéraux restent à l’état solide.
Remarque : au niveau de la dorsale,
il y a une rupture dans la discontinuité de Moho. Cela est dû à la présence
d’une chambre magmatique.
c.
Création de la lithosphère
océanique
T :
L'organisation structurale de la lithosphère océanique
Au niveau des dorsales, des
matériaux mantelliques asthénosphériques chauds remontent (la péridotite). La
baisse de pression qui en résulte déclenche une fusion partielle des
péridotites entre 80 et 20 kilomètre de profondeur.
Cette
fusion partielle va donner une phase solide qui correspond aux péridotites
lithosphériques résiduelles et des phases liquides qui correspondent aux
basaltes et aux gabbros.
Ces
péridotites lithosphériques résiduelles, ces basaltes et ces gabbros vont
constituer la lithosphère océanique.
Remarque : Le gabbro et le basalte
sont constitués des mêmes éléments chimiques dans des quantités légèrement
différentes : ils ont donc une origine commune. La péridotite résiduelle,
par rapport au basalte et au gabbro, est enrichie en oxygène et en magnésium
mais est appauvrit en fer, en silicium, en sodium, en potassium, en silice et
en aluminium.
Deuxième remarque : la taille des
minéraux dépend de la vitesse de refroidissement :
- les microcristaux se forment avec
un refroidissement lent (péridotite résiduelle) ;
- les microcristaux se forment avec
un refroidissement rapide (gabbro) ;
- les verres volcaniques se forment
avec un refroidissement très brutal (basalte).
T :
Formation de la lithosphère océanique
2. La structure thermique de la
Terre avec la tomographie sismique
a.
Rappel
On sait qu’au niveau des
dorsales, des matériaux mantelliques asthénosphériques chauds remontent et
qu’au niveau des zones de subduction, la lithosphère océanique froide s’enfonce
et disparaît dans l’asthénosphère.
b. La
tomographie sismique
A
partir de 1970, un nouvel outil géophysique permet d’identifier des anomalies
de vitesse de propagation des ondes sismiques par rapport à une vitesse
prévisible : la tomographie
sismique.
On
a pu ainsi cartographier à différentes profondeurs la structure thermique de la
Terre et visualiser les déplacements de matières dans le manteau.
T :
Tomographie sismique à l'aplomb de la dorsale Est- Pacifique
En
effet, les anomalies positives de la vitesse correspondent aux ondes qui vont
de plus en plus vite, qui correspondent au matériel plus cassant. Ce dernier
est donc froid et est donc bleu (les
continents). Les anomalies négatives de la vitesse correspondent aux ondes
qui vont de plus en plus lentement qui correspondent au matériel plus visqueux.
Ce dernier est donc chaud et est donc rouge (les dorsales).
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