Cours de géologie de A à Z

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.
T : Le fixisme (mobilité verticale)

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.
T : Le principe d’isostasie

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

1.    Le plan de Bénioff

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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