a b -...

VI - 2 Mouvement des plaques

¥ Le mouvement d’une plaque est relatif (par rapport à une autre plaque fixée)

2 cm/a

A B

2 cm/a2 cm/a

C.Grigne - UE Terre Profonde 243



4 cm/a

A B

0 cm/a




¥ Mouvement relatif facile à calculer pour deux plaques

¥ Selon la configuration choisie, la frontière de plaques bouge ou non

2 cm/a

A B

2 cm/a2 cm/a

Dorsale immobile

4 cm/a

A B

0 cm/a

Dorsale se déplaçant de 2cm/an vers l’Est






¥ Pour plus de plaques : on doit regarder les points triples

◮ Principe de fermeture des points triples : la somme des vitesses relatives destrois plaques est nulle








?

A

B

C








BC

AB

VCAVBC

B

C

A

V

V




¥ Le mouvement est calculé à partir

• des vitesses apparentes d’écartement le long des dorsales

• des vitesses le long des décrochements

• des directions de déplacement pour les zones de subduction








¥ La vitesse (module) au niveau des zones de subduction est entièrementcalculée (aucune donnée n’est utilisée) :

• de la surface océanique est créée au niveau des dorsales

• de la surface océanique est consommée dans les zones de subduction








¥ La vitesse (module) au niveau des zones de subduction est entièrementcalculée (aucune donnée n’est utilisée) :

• de la surface océanique est créée au niveau des dorsales

• de la surface océanique est consommée dans les zones de subduction

◮ Un modèle tel que NUVEL-1 calcule les mouvements des plaques encherchant à minimiser les excès de surface


VI - 2 Points triples

Il existe différents types de points triples :

• Dorsale-dorsale-dorsale (RRR : Ridge-Ridge-Ridge)

• Dorsale-dorsale-subduction (RRT : Ridge-Ridge-Trench)

• Dorsale-dorsale-décrochement (RRF : Rigde-Ridge-transform Fault)

• Subduction-subduction-subduction (TTT)

• Subduction-subduction-décrochement (TTF)

• ...



Carte USGS



Certains points triples ne ’ferment’ pas

(somme des vitesses relatives non nulle)

Explications possibles :

◮ Plaques non rigides

◮ Données insuffisantes (mauvaise géométrie des plaques)Exemple : point triple de Rodrigues : point triple non fermé si on considèreune seule plaque à l’Est de ce point triple(mais ceci implique la même vitesse pour l’Inde et l’Australie =⇒ Faux)








N Australie

Afrique

54 mm/an

59 m

m/an

Antarctique

16 mm

/an








◮ Le test sur la fermeture des points triples s’appelle aussi test derigidité des plaques



Selon la configuration des frontières de plaques, le point triple peut être stable ouinstable.

Pour connaître la stabilité :

• tracer le triangle des vitesses relatives des plaques

• tracer les lignes qui ne bougent pas entre deux plaques

◮ Si ces lignes se croisent au même point : le point triple est stable







◮ Si ces lignes se croisent au même point : le point triple est stableC

AB

C

A

B








A

B C

AB

C

ab

bc

ac








A

B

A

C

B

C

ab

bc

ac


VI - 2 Zones de convergence

¥ Pas de données directes pour la vitesse dans les zones de convergence

¥ Direction du mouvement donnée par les mécanismes au foyer

◮ Direction, mais pas le module de la vitesse

◮ Ce module doit être calculé par la fermeture des points triples

◮ La cinématique classique revient à prédire les vitesses dans les

zones de convergence


VI - 2 Modèles globaux

• Calcul des vitesses relatives des plaques de proche en proche

◮ Attention : les erreurs peuvent ainsi être propagées de proche en proche

• Toutes les mesures sont relatives : il faut fixer une plaqueExemple : NUVEL-1 (deMets et al., 1990) : Eurasie fixée



Nuvel 1 - Eurasie fixée



NNR - Nuvel 1 - Pas de rotation moyenne (No Net Rotation - NNR)



¥ Premiers modèles en 1968 (e.g. Le Pichon) : 7 plaques

¥ Aujourd’hui : 25 plaques (e.g. Gordon)


VI - 3 Géodésie spatiale

• Principales mesures : GPS

• Environ 3000 sites de mesures GPS

• Instruments facilement portables

• Précision de l’ordre du mm/an

• Echelle de temps totalement différente de la cinématique classique :quelques années (et non 3 millions d’années)


VI - 3 Géodésie spatiale

• Cinématique classique : données océaniques

• Cinématique moderne (GPS) : données continentales

◮ Permet de tester l’hypothèse de rigidité des plaques

¥ Comparaison avec Nuvel-1 : assez bon accord entre les mouvements sur les10 dernières années et sur les 3 derniers millions d’années

• Bon accord en moyenne mais avec des disparitésEx. : mouvement Eurasie - Arabie : plus lent sur les 10 dernières années quesur 3 Ma


Aspect dynamique

¥ Cinématique des plaques : mouvements relatifs de plaques entre elles

◮ Quel est le mouvement absolu ? Quel référentiel choisir ?


Aspect dynamique



¥ Mouvement des plaques par rapport au manteau ?

¥ Les points chauds sont considérés fixes par rapport au manteau


Aspect dynamique



¥ Mouvement des plaques par rapport au manteau ?

¥ Les points chauds sont considérés fixes par rapport au manteau

◮ Modèle Nuvel-1 Points chauds (HS3-Nuvel 1A) :la moyenne des vitesses des plaques est telle que toute la lithosphère semblese déplacer vers l’Ouest d’environ 2 cm/an


RAPPELS


Sismologie

• Définitions : épicentre, hypocentre, distance épicentrale, front d’onde et rais

Séisme

Station


Sismologie

¥ Les différents types d’ondes :

• Ondes de volume (P et S), et de surface

• Où circulent-elles ?

¥ Propagation des ondes :

• La forme courbe des ondes est liée à V ր avec la profondeur

• Forme simple des rais si augmentation graduelle de V

• Sauts de vitesse quand il y a des discontinuités

• Les ondes se verticalisent quand V diminue et s’aplatisse quand V

augmente

• Réfraction - Réflexion


Sismologie

¥ Définition d’une hodochrone

¥ Comment reconnaître les temps d’arrivée des ondes P et S sur unsismogramme

¥ Retrouver la distance épicentrale à partir d’une différence de temps d’arrivée∆t = ts − tp

• Soit sur une table de Jeffrey-Bullens

• Soit en considérant un séisme proche (Vp et Vs constantes)

¥ Nécessité de connaître ∆t sur 3 stations pour localiser un séisme

¥ A partir des tables de Jeffrey-Bullens, retrouver les arrivées d’autres ondes(ex : PP, PPP, SS...)


Sismologie

¥ Structure interne de la Terre à partir de la sismologie

• Notion de zone d’ombre

• Connaître les grandes discontinuités et leur nature :- Moho : discontinuité chimique (changement de roches)

- Limite lithosphère - asthénosphère : discontinuité physique- 410-660 km : Transitions de phase- Limite manteau - noyau : limite chimique- Limite noyau liquide - graine solide : limite physique

• La profondeur des transitions de phase dépend de la température


Tomographie sismique

¥ Principe de la tomographie sismique : comparaison entre un temps d’arrivéeprévu et le temps mesuré

¥ Interprétation des documents de tomographie :

• Zones bleues : vitesses rapides (milieu dense)

• Zones rouges : vitesses lentes

◮ L’interprétation zones froides/zones chaudes n’est pas directe.

¥ Structure générale du manteau profond :

• Deux grandes anomalies lentes sous l’Afrique et le Pacifique

• Anomalie rapide tout autour du Pacifique

¥ Manteau supérieur : anomalies lentes sous les dorsales

¥ La ’vision’ tomographique est plus floue en profondeur


Tomographie sismique

Représentation 3D :


Séismes et failles

• Différents types de failles, normales, inverses et décrochements

• Mécanisme au foyer - Sphère focale

• Deux plans : plan de la faille et plan auxiliaire

• Nécessité de connaître le contexte géologique pour différencier les deux plans

Faille inverseFaille décrochante Faille normale


Gravimétrie

• La différence entre g mesuré à l’Equateur et aux pôles montre que la Terre n’estpas sphérique (aplatissement ≈ 1/300)

• Définition d’ellipsoïde et de géoïde

• L’anomalie du géoïde est la différence d’altitude (en mètres) entre le géoïde etl’ellipsoïde


Gravimétrie




• Mesure par satellites

- A petite longueur d’onde : unités lithosphériques→ Bosse du géoïde : excès de masse, creux du géoïde : déficit de masse

- A grande longueur d’onde : dynamique du manteau


Gravimétrie




• Mesure par satellites

- A petite longueur d’onde : unités lithosphériques→ Bosse du géoïde : excès de masse, creux du géoïde : déficit de masse

- A grande longueur d’onde : dynamique du manteau→ On observe souvent une anti-corrélation avec la tomographie sismique :

un excès de masse crée un creux (zone de descente froide)un déficit de masse crée une bosse (zone de montée chaude)

◮ Utilisation : calcul des contrastes de viscosité dans le manteau


Gravimétrie

Anomalies gravimétriques : ∆g = gobs − gthéo

¥ Mesures en mGal (1 mGal = 10−5 m.s−2)

¥ Différentes définitions d’anomalies selon le gthéo choisi (corrections)


Gravimétrie




¥ Anomalie à l’air libre : prend en compte l’altitude du point de mesure


Gravimétrie




¥ Anomalie à l’air libre : prend en compte l’altitude du point de mesure

¥ Anomalie de Bouguer : prend en compte trois corrections

• correction à l’air libre

• correction de plateau (ou de Bouguer)

• correction topographique

◮ Prend en compte les masses sous et autour du point de mesure


Gravimétrie

Principe d’isostasie :

¥ Les anomalies de masse tendent à être compensées en profondeur

¥ A grande longueur d’onde : l’anomalie à l’air libre indique si l’équilibreisostatique est atteint ou non

• AAL = 0 : équilibre

• AAL > 0 : subsidence (enfoncement)

• AAL < 0 : surrection

¥ A courte longueur d’onde : pas de compensation isostatique

• AAL reflète simplement le relief


Gravimétrie

¥ Anomalie de Bouguer : reflète les anomalies de masse en profondeur(il faut se donner une épaisseur de croûte de référence)


Gravimétrie


• Anomalie négative : déficit de masse en profondeur

- zone de montée chaude, peu dense (ex. : dorsales)- croûte épaissie (ex. : chaînes de montagne)


Gravimétrie


• Anomalie négative : déficit de masse en profondeur

- zone de montée chaude, peu dense (ex. : dorsales)- croûte épaissie (ex. : chaînes de montagne)

• Anomalie positive : excès de masse en profondeur- croûte amincie (Moho moins profond que la référence)


Gravimétrie

Exemple : rebond post-glaciaire

Anomalie à l’air libre Anomalie de Bouguer

Mise en place de la glace > 0 = 0

Enfoncement ց et tend vers 0 ց et < 0

Fonte des glaces < 0 < 0

Surrection ր et tend vers 0 ր et tend vers 0


Flux de chaleur et géotherme

• Perte totale de chaleur : 40-46 TW (∼ 80 − 90 mW.m−2)(∼22 TW éléments radioactifs, ∼20 TW chaleur primordiale d’accrétion)

• Flux élevé au niveau des dorsales et faible au-dessus des terrains anciens

• Flux de chaleur océanique peut être modélisé simplement par unrefroidissement par conduction : distribution simple en fonction de l’âge de lalithosphère océanique

• Flux de chaleur continental est plus complexe

• Température à l’intérieur de la Terre est mal connue

• Construction du géotherme du manteau à partir du gradient de température ensurface (30

◦/km), des “points d’ancrage” (transitions de phase), et du gradientadiabatique


Dynamique du manteau

• Manteau : milieu très visqueux (1021 − 10

22 Pa.s)Etudié comme un fluide sur des échelles de temps très longues(et comme un solide élastique aux échelles de temps courtes)

• Convection : mouvements lents dans le manteau, qui transportent la chaleur

• Dans le manteau terrestre : convection avec fort taux de chauffage interne=⇒ Dynamique dominée par les structures froides descendantes

(subductions)



• Dynamique étudié par des modèles analogiques et numériques

• Nombre sans dimension important : nombre de Rayleigh

=⇒ indique si la convection est plus ou moins vigoureuse






• Les modèles simples (viscosité homogène) peuvent reproduire les vitessesmoyennes de la tectonique des plaques et les flux de chaleur observés, maispas les conditions de surface (la lithosphère n’est pas divisée en plaques)







• Les modèles avec une viscosité qui dépend de la température ont un couvercletrès visqueux en surface et pas de mouvement








• Une rhéologie visco-plastique permet de former des plaques








• Une rhéologie visco-plastique permet de former des plaques

• Une question encore ouverte : pourquoi y a-t-il une tectonique des plaquesactives sur Terre et pas sur les autres planètes telluriques ?


Dynamique du manteau et des plaques

¥ Modèles instantanés de tectonique des plaques :

• la somme des forces sur une plaque est nulle

• les forces les plus importantes sur une plaque sont- la traction gravitaire des parties plongeantes (subduction)- la résistance visqueuse du manteau sur le plongement des plaques

• Conséquence : les plaques attachées à des parties plongeantes sont lesplus rapides (les plaques sans subduction sont lentes)

• La vitesse des plaques observée implique qu’il existe une zone de faibleviscosité sous la lithosphère : l’asthénosphère (vue en sismologie = LVZ)se comporte comme une couche lubrifiante sous les plaques


Histoire thermique

• Dans le passé : plus d’éléments radioactifs et plus de chaleur primordialeencore présente

• Manteau plus chaud dans le passé, donc moins visqueux : convection plusvigoureuse

• Taux de refroidissement estimé : ∼ 50 − 100◦/Ga

(contraintes : komatiites et température <1800 K pour avoir des plaques)


Cinématique des plaques

¥ Etudie la vitesse des plaques (direction et module)

¥ Considère les plaques comme rigides, avec des déformations seulement surles frontières de plaques





¥ Cinématique classique : utilise les données océaniques(anomalies magnétiques et âge des sédiments)

• Vitesse connue dans les zones de divergence et décrochement

• Vitesse calculée pour les zones de convergence








¥ Les mouvements à la surface de la Terre sont des rotations autour d’un pôle

¥ La vitesse apparente le long d’une dorsale dépend de la distance à ce pôle








¥ Les mouvements à la surface de la Terre sont des rotations autour d’un pôle

¥ La vitesse apparente le long d’une dorsale dépend de la distance à ce pôle

¥ Les mouvements des plaques sont relatifs

¥ Construction du triangle des vitesses


a b -...

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