Tectonique

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Qu'est-ce que la tectonique des plaques ?

La tectonique des plaques étudie l'évolution et la déformation des plaques lithosphériques constituant la surface de la Terre. L'enveloppe superficielle du globe terrestre, ou lithosphère, est formée de plaques relativement rigides, épaisses d'une centaine de kilomètres et flottant sur l'asthénosphère, relativement plastique. La lithosphère inclut la croûte continentale ou océanique et la partie supérieure du manteau. 

La limite inférieure des plaques correspond à un changement de comportement mécanique : la lithosphère se présente comme un ensemble rigide et par conséquent fragile ; la température, augmentant avec la profondeur, modifie ce comportement, qui devient de plus en plus ductile, c'est-à-dire capable de fluer comme du fer chauffé à blanc. Ce passage du domaine cassant au domaine ductile marque la limite lithosphère-asthénosphère, qui se situe à 150-200 km sous les continents. 

Ces plaques sont mobiles les unes par rapport aux autres, et c'est le long des frontières les séparant que les phénomènes tectoniques sont les plus importants. Il existe trois types de limites : 

- les zones d'expansion océanique, dans lesquelles naît de la croûte océaniques, 

- les zones de subduction, dans lesquelles disparaît du matériel crustal, 

- les zones transformantes, le long desquelles coulissent des plaques ou des fragments de plaques sans création ni résorption de croûte. 

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C'est au 17ème siècle que des observateurs comme Francis Bacon en 1620, ont été étonnés par la ressemblance des tracés entre les côtes africaines et les côtes sud-américaines. 

Au 19ème, on découvrit des similitudes géologiques entre ces deux continents. C'est à la fin de ce siècle et au début du 20ème, que l'on émit les premières hypothèses. 

Mais il fallut attendre 1915 pour voir Alfred Wegener popularisé l'idée d'un déplacement des continents. Sa théorie était basée non seulement sur le parallélisme presque parfait de la côte occidentale de l'Afrique et de la côte orientale de l'Amérique du Sud, mais aussi sur la coïncidence des contours géologiques de part et d'autre de l'Atlantique sud et  l'homologie des séquences de roches et des données paléoclimatiques. Mais les géophysiciens gelèrent cette théorie pour la remplacer par des explications fixistes. 

C'est dans les années quarante que quelques géologues se sont peu à peu ralliés à l'hypothèse d'un mouvement des continents. L'impulsion décisive fut donnée en 1950, par les études sur le paléomagnétisme des fonds océaniques. Les idées évoluèrent alors très vite. L'importance du développement des dorsales océaniques fut perçue, puis on ébaucha la théorie actuelle en se fondant sur l'action des courants mantelliques, puis en développant l'interprétation des anomalies magnétiques décelées dans les planchers océaniques. C'est ce qui conduisit à l'idée d'une création continue de fond océanique. 

De plus, l'identité des fossiles paléozoïques des continents actuels a confirmé l'unicité des continents existant il y a 270 à 250 millions d'années. 

En fait, c'est vers -900 millions d'années qu'aurait débuté la tectonique des plaques. A cette époque, les cratons étaient assez solides pour porter des chaînes de montagnes. Sur cette longue période, les géologues peuvent avancer qu'un grand continent regroupait toutes les terres émergées il y a plus de 570 millions d'années. Mais à peine formé, ce super continent s'est désagrégé. Chaque craton a bougé à la surface du globe pour aboutir à une nouvelle unification, il y a donc environ 270 millions d'années : la Pangée. 

La Pangée, était entouré d'un vaste océan : la Panthalassa. C'est en se collant à la plaque eurasienne que l'Angara (ou plaque sibérienne) a donné naissance à la chaîne de l'Oural.  

Toute l'ère Paléozoïque (-540 à -245 millions d'années) est marquée par une alternance de glaciations et de réchauffements. A l'Ordovicien supérieur, le Sahara était recouvert de glace. Au carbonifère, l'Europe était équatoriale et envahie d'arbres tropicaux de 30 mètres de haut. 

Entre le Gondwana (agglomérat de l'Afrique, l'Amérique du sud, l'Antarctique, l'Inde et l'Australie) et la Sibérie, se trouvait un océan baptisé Thétys. Le développement de cette mer, va alors scinder ce super continent en deux masses préfigurant la répartition Nord-Sud des continents actuels. 

L'Atlantique s'est ouvert et les plaques ont cheminé à nouveau sur le globe.  

Les Amériques se séparent de l'Europe et de l'Afrique. La dérive s'organise suivant deux directions : vers l'équateur et vers l'ouest. 

Ces mouvements provoquent d'abord le détachement de l'Antarctique et de l'Australie, puis celui de Madagascar et de l'Inde qui entame seule sa remontée vers l'Asie à travers le futur océan Indien pendant que l'Australie s'écarte vers le Pacifique. 

L'ère secondaire, plus chaude que la précédente, voit s'élever les Rocheuses et les Andes, par subduction de la plaque pacifique sous la plaque américaine. 

Le déplacement de l'Amérique étant plus rapide que celui de l'Eurasie et de l'Afrique, l'Atlantique va se former, puis s'élargir. 

Pendant le tertiaire (-65 à -2 millions d'années) et le quaternaire (jusqu'à nos jours), les continents ont progressivement adopté leur disposition actuelle. 

Il y a environ 5 millions d'années, la rencontre de l'Afrique et de l'Europe a fermé l'embouchure de la Méditerranée qui se vidait, rendant le climat très aride.  

Peu de temps après, les déplacements de plaques ont ouvert le détroit de Gibraltar qui, tel une gigantesque cataracte, a permis à l'eau de l'océan Atlantique de se déverser dans la mer Méditerranée pour la remplir de nouveau. 
 

Aujourd'hui, les mouvements se poursuivent, si bien que dans quelques millions d'années, la Terre n'aura plus le même visage : l'Afrique aura plongé sous l'Europe, l'Inde sous le continent asiatique et la Californie sera devenue une île !

Les zones d'expansion ou d'accrétion océanique

Ces zones constituent des reliefs sous-marins, ou dorsales, parcourant le fond des océans. La crête de certaines dorsales peut être effondrée en un fossé linéaire (ou rift médian). Tel est le cas de la dorsale médio-atlantique qui partage tout l'océan Atlantique du nord au sud. Ces zones, longues de 60 000 km, sont le siège d'une importante anomalie thermique positive liée à une remontée de l'asthénosphère, probablement due à l'effet de courants de convection affectant le manteau. 

Les mouvements asthénosphériques divergent à partir de la dorsale en écartant les deux plaques lithosphériques voisines. L'écartement de celles-ci est compensé par d'importants apports volcaniques de basalte qui se solidifie en forme de coussins. Une dorsale océanique apparaît donc comme la zone où naît la croûte océanique. En se refroidissant, les laves fixent l'orientation du champ magnétique du moment. En étudiant le champ ainsi fossilisé, les géomagnéticiens ont remarqué que le champ magnétique terrestre avait subi des inversions périodiques. 

Ces inversions figées dans les basaltes émis par la dorsale permettent de mettre en évidence la symétrie des émissions volcaniques, le fond océanique le plus âgé étant le plus éloigné de la dorsale. La datation des inversions, ou anomalies magnétique, a montré que les fonds océaniques les plus âgés avaient été formés lors du jurassique. En s'éloignant de la dorsale, la croûte océanique s'éloigne en même temps de l'anomalie thermique positive qui lui est liée. Elle se refroidit, devient donc plus dense et s'enfonce dans l'asthénosphère. C'est ainsi que les fonds océaniques les plus bas ne se situent pas, comme on pourrait le croire, au centre de l'océan, mais de part et d'autre de l'axe de celui-ci. 

La vitesse d'expansion des fonds océaniques varie de 1 à 2 cm par an pour les dorsales lentes, et atteint jusqu'à 10 cm et plus pour les dorsales rapides. Les dorsales lentes, telle la dorsale médio-atlantique, présentent dans leur partie médiane, un rift, fossé profond de 2 000 m et large de 20 à 30 km, alors que les dorsales rapides, comme la dorsale Est-Pacifique, en sont dépourvues et ne présentent qu'un relief modéré. les chambres magmatiques n'y sont qu'à quelques kilomètres de profondeur. 

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Si l'on admet que le volume de la Terre reste constant, il est nécessaire que disparaisse une quantité de croûte équivalant à celle qui a été engendrée par les dorsales. Cette disparition se réalise dans les zones de subduction, qui constituent le deuxième type de limite de plaques. Le phénomène prend naissance, en général, le long d'une bordure continentale : la plaque océanique plonge alors sous la plaque continentale, moins dense. La surface de contact entre les deux plaques, le plan de subduction, est le siège de séismes nombreux et importants, notamment au japon. 

La ligne d'émergence du plan de subduction correspond à une fosse océanique profonde. Son inclinaison, donnée par la localisation des foyers sismiques engendrés par son fonctionnement, est de l'ordre de 20 à 45°. Sur la bordure de la plaque chevauchante, s'accumulent des écailles tectoniques constituées par les sédiments qui sont refoulés. Cet empilement constitue le prisme d'accrétion tectonique. La plaque chevauchante peut être une plaque continentale ou, parfois, une autre plaque océanique. On y observe alors un archipel d'îles volcaniques séparé du continent par un bassin marginal (Japon, Antilles).

Les failles transformantes

Ce sont des failles qui traversent les dorsales en les décalant. Le décalage apparent ne correspond pas aux mouvements relatifs de la matière, de part et d'autre de la faille. Le déplacement est lié uniquement à l'expansion issue de la dorsale. Entre les deux parties de la dorsale, le mouvement relatif est inverse au décalage apparent des dorsales. Au-delà de celles-ci, si le taux d'expansion est identique pour les deux tronçons de dorsale, il n'y a plus de déplacement relatif. 

Les failles transformantes peuvent être le siège de séismes. Espacées d'une cinquantaine de kilomètres le long de la dorsale médio-atlantique, elles sont moins fréquentes le long de la dorsale Est-Pacifique. En revanche, cette dernière est interrompue par des zones de recouvrement : deux fragments de dorsales contigus sont décalés et prolongés par des segments effilés et recourbés vers l'autre fragment de dorsale. Ce phénomène pourrait être la conséquence d'une remontée de matériau fondu

L'obduction

L'obduction est le chevauchement de la croûte continentale par de la croûte océanique. Elle peut être la conséquence d'une évolution particulière : transformation d'une dorsale océanique en zone de convergence (subduction), résorption du domaine océanique, l'affrontement du continent et de la zone de subduction provoquant l'expulsion du fond océanique sur le continent (c'est le cas de la Nouvelle-Calédonie). 

Ce phénomène a suscité un grand intérêt chez les géologues. En effet, c'est le seul lieu où il est donné d'observer en trois dimensions, un fragment de croûte océanique. Les roches caractéristiques de la croûte océanique obductée sont les ophiolites (ensemble de roches allant des basaltes et gabbros aux péridotites), dont le plus bel exemple se trouve dans le Sultanat d'Oman où ces roches couvrent une étendue longue de 500 km et large de 100 km. Leur étude a apporté des informations fondamentales sur la nature des déformations des roches mantelliques, sur le déplacement de la matière dans la partie supérieure de l'asthénosphère et sur la formation des diapirs magmatiques*.

Naissance et mort d'un océan

La théorie de la tectonique des plaques permet la reconstitution de l'histoire de tous les océans, de leur naissance jusqu'à leur disparition. La naissance a lieu dans une zone en distension où se forme un fossé étroit (ou rift), marquant le centre d'un bombement dû au flux géothermique important. Le rifting est accompagné d'un volcanisme basaltique. L'exemple vivant actuel est celui du rift Est-africain, au cœur duquel se sont formés de grands lacs. Le fossé s'élargissant et s'approfondissant est envahi par la mer. C'est le stade océan étroit caractérisé par des dépôts noirs, riches en matière organique préservée par la faible oxygénation du milieu (exemple actuel : la mer Rouge). Le rift central devient alors une dorsale médio-océanique, dont l'activité agrandit sans cesse la taille de l'océan. Lorsqu'il y a désolidarisation de la croûte continentale et de la croûte océanique, cette dernière s'enfonce sous le continent, donnant naissance à une zone de subduction dont l'activité va résorber la croûte océanique. Si la résorption est plus rapide que l'accrétion, la surface océanique va diminuer peu à peu, les continents vont se rapprocher, puis entrer en collision, scellant ainsi la mort de l'océan et donnant naissance à une chaîne de montagnes. Ce fut le cas pour l'Himalaya, né de la collision du continent indien avec le continent asiatique et qui scellât le destin de la Téthys (nom de l'océan qui se trouvait là à cet époque lointaine). Il en va de même pour la chaîne alpine.