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Chapitre 6 : Tectonique des plaques 1 : dérive des continents et initiation au paléomagnétisme. - Cours et Figures dans répertoire sur le BV : 2016-2017/Semestre1/UE Géosciences 1 - Cours en ligne également sur le site web du département « Géosciences » de l’Université de Poitiers dans le lien « Ressources pédagogiques ».

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Page 1: UE « Géosciences 1 » Emmanuel Tertre – Département

Chapitre 6 :

Tectonique des plaques 1 : dérive des continents et

initiation au paléomagnétisme.

- Cours et Figures dans répertoire sur le BV : 2016-2017/Semestre1/UE Géosciences 1

- Cours en ligne également sur le site web du département « Géosciences » de l’Université de Poitiers dans le lien « Ressources pédagogiques ».

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Chap. 6 : Tectonique des plaques 1 : dérive des continents et initiation au paléomagnétisme.

Questions choisies : - Quelles sont les plus grandes plaques lithosphériques, et en quoi consistent leurs limites ?- Comment peut-on connaitre la vitesse d’expansion des fonds océaniques ?- Comment est enregistré le champ magnétique terrestre ?- Qu’est ce qu’un point chaud ?

Plan : Introduction : - La dérive des continents de Wegener

- Le moteur et ses critiques6.1. Identification des grandes plaques lithosphériques

6.1.1 Les grandes plaques lithosphériques6.1.2 Généralités sur les limites de plaques

6.2. Le paléomagnétisme et le mouvement des plaques6.2.1 Le champ magnétique terrestre et l’enregistrement dans les roches (TD n°6)6.2.2 Les variations temporelles du champ magnétique terrestre6.2.3 Apport du paléomagnétisme à la connaissance de la dynamique lithosphérique

- dérive des continents- expansion océanique et taux associé (TD n°6)

6.2.4 Notions de mouvement des plaques ; mouvement actuel6.2.5 Causes du mouvement des plaques

Ce qu’il faut connaitre : questions typiques

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IntroductionLa dérive des continents de Wegener

- Idée de la mobilité des continents très ancienne, mais c’est A. Wegener en 1912 qui formule une théoriecomplète en utilisant différents indices basés sur l’observation :

Morphologiques : similitude des lignes de rivage (Amérique du Sud / Afrique par exemple) Structuraux : continuité des grandes structures géologiques : exemple des chaînes de montagnes

constituées au paléozoïque (-500 à -250 Ma) : chaînes hercynienne et calédonienne Paléontologiques : en étudiant des fossiles anciens de 250 Ma, on peut distinguer de grands groupes

répartis actuellement sur différents continents, ce qui n’est pas le cas pour des fossiles plus jeunes

Fig. 6.1 : Evidence morphologique/structurale (A) et paléontologique (B) de la dérive des continents. (Earth’s dynamic systems, Hamblinand Christiansen, Ed. Prentice Hall)

A B

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Climatiques : en étudiant des terrains du carbonifère ( - 300 Ma), on remarque une répartitiongéographique particulière :

Des terrains houillers (charbon) qui traduisent des climats équatoriaux (chauds et humides) enAmérique du Nord, Europe et Nord-Est de l’Asie (qui aujourd'hui se retrouvent dansl’hémisphère Nord)

Des terrains glacières (tillites) que l’on retrouve en Amérique du Sud, Afrique et Australie(aujourd'hui dans l’hémisphère Sud)

Evidence climatique de la dérive des continents. (Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)

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Synthèse des différents indices émis par Wegener pour justifier de la dérive des continents - Représentation de la position des continents à la fin de l’ère primaire (A) et actuellement (B). (web)

A B

- Wegener proposait donc qu’à la fin de l’ère primaire (-270 à -250 Ma), les continents actuels étaientregroupés en un seul : La Pangée, qui était entourée d’un unique océan : la Panthalassa.

- La Pangée se serait fragmentée ensuite en plusieurs blocs continentaux qui ont lentement dérivés les unspar rapport aux autres.

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- Le moteur et ses critiques

- Wegener proposait que les continents, matériaux légers, flottaient sur le fond des océans, constitués dematériaux plus denses (voir cours isostasie) et qu’il dérivaient par les forces de marée provoquées par la rotation de la Terre.

- A cause de ce « moteur » faux (calcul par Jeffreys), toute la théorie fut rejetée, avant d’être reprise dans lesannées 1960 notamment par des données de géophysique (paléomagnétisme) et la découverte des dorsales et des zones desubduction.

- Wegener avait raison : la Pangée a bien existée à la fin de l’ère primaire ( - 250 Ma).

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6.1. Identification des grandes plaques lithosphériques 6.1.1 Les grandes plaques lithosphériques

- Si on étudie la localisation des volcans les plus actifs et les séismes les plus importants, on se rend compte queleur distribution dessine le contour de grandes plaques lithosphériques (pas des continents!).

Carte mondiale des principaux volcans et séismes.(web)

Une plaquelithosphérique(croute + manteausupérieur) n’est ni uncontinent, ni unocéan!!

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- La plus grande plaque est la plaque « Pacifique », et est constituée uniquement de croute océanique.- Les autres plaques majeures comportent des croutes océaniques et continentales.

- Il existe 7 plaques majeures : Pacifique, Eurasienne, Amérique du Nord, Amérique du Sud, Afrique, Australie etAntarctique - Au moins 7 plaques plus petites : Nazca, Inde, Juan de Fuca, Philippines, Arabie, Cocos, Caraïbes.

Fig. 6.2 : Principales plaques lithosphériques. (Earth’s dynamic

systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)

Chaque plaque lithosphériqueest rigide (sauf à ces frontières)et est en mouvementindépendamment des autres

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6.1.2 Généralités sur les limites de plaques

- Il existe 3 limites de plaques :

les zones en divergence où les plaques sont crées : correspond aux dorsales, les zones en convergence : subduction (disparition de la lithosphère dans le manteau) et collision

continentale, les failles transformantes, reliant des portions de dorsales, où les plaques coulissent les unes par

rapport aux autres dans un mouvement horizontal cisaillant, sans convergence ni divergence.

Fig. 6.3 : Les 3 types de limites de plaques. (Earth’s

dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)

A ces 3 limites : de nombreux séismes

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- zoom sur les plaques en divergence :

Accumulation de chaleur sous une plaque continentale conduisant à un bombement et à une facturationde la lithosphère. Le magma s’infiltre dans les fissures (nombreuses failles normales) pour donner unvolcanisme continental.

Fig. 6.4 : Limites de plaques en divergence. Séisme peu profonds et magmatisme basaltique. (Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)

Etirement de la lithosphère avec formation d’un rift continental avec accumulation de sédiment dans ladépression.

Une croute océanique se forme au niveau de la dorsale (ancien rift) et formation d’un océan.

La lithosphère continue de s’étirer et le rift s’enfonce sous le niveau de la mer, les eaux envahissent lavallée. Les deux lithosphères continentales s’éloignent les unes des autres.

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- zoom sur les plaques en convergence:

Si les plaques se forment au niveau des zones de divergence, elles disparaissent au niveau des zones de convergence (2plaques qui se rencontrent).

La destruction de plaque se fait par l'enfoncement dans l'asthénosphère d'une plaque sous l'autre plaque ; lesrésultats (séismes, volcans, chaînes de montagnes, déformations) diffèrent selon la nature des plaques (océaniques oucontinentales) qui entrent en collision.

3 cas (détail dans le chapitre n°8) : 2 lithosphères océaniques : création de séries d’iles

volcaniques sur le plancher océanique (cas des Philippines).

Fig. 6.5 : Limites de plaques en convergence. (Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)

2 lithosphères continentales : pas de subduction, cardensités des deux plaques trop proches. Soudure des 2plaques, fermeture de l’océan (cas de l’Hymalaya).

Subduction d’une lithosphère océanique dense (d 3,2)sous une lithosphère continentale plus légère (d 2,9) –création d’un arc volcanique continental (cas des Andes).

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- zoom sur les failles transformantes :

Faille qui relie deux segments de dorsales et qui fait coulisser 2 plaques l’une par rapport à l’autre, dans un mouvementpurement horizontal.

Le terme « transformante » est utilisé parce que le mouvement entre les deux plaques est « changé » ou« transformé » à cause du mouvement de chacune d’entre elles : c’est la zone de faille active (voir schéma) ; zoned’intense sismicité et volcanisme (ex : faille de San Andréas entre la plaque Pacifique et la plaque Nord-Américaine).

Fig. 6.6 : Mouvement relatif de 2 plaques le long d’une faille transformante reliant 2 portions de dorsales océaniques. (Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)

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6.2. Le paléomagnétisme et le mouvement des plaques6.2.1 Le champ magnétique terrestre et l’enregistrement dans les roches (TD n°6)

- C’est grâce à l’étude du paléomagnétisme que la théorie de Wegener a été en partie confirmée.

Fig. 6.7 : Image simplifiée du champ magnétique actuel (web :

Université Paul Sabatier, Toulouse)

- Le champ magnétique terrestre a pour origine les courants de convection qui brassent la partie externe liquidedu noyau : le noyau peut donc être considéré comme une dynamo.

- Le champ magnétique terrestre peut être assimilé à un dipôle magnétique placé au centre de la Terre et avec unaxe incliné d’environ 11 ° par rapport à l’axe de rotation de la Terre.

- Les lignes de champ sortentpar le pôle nordmagnétique, situé prochedu pôle géographique Sudet rentrent au pôle sudmagnétique, proche dupôle Nord géographique

- Votre boussole indiquedonc le sud magnétique !

Origines du champ magnétique terrestre :

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Paramètres du champ magnétique terrestre (TD n°6) :

Fig. 6.8 : Définitions de l’inclinaison et de la déclinaison du champ magnétique terrestre (web : http://eric.lacouture.free.fr)

En tout point du globe, le champ magnétique est défini par trois paramètres :

- Il existe une relation simple entrel’inclinaison et la latitude :

tan(I)=2tan(L)

Cette relation permet de fixer lapaléolatitude d’un point à partir de lamesure de l’inclinaison fossilisé dansles roches.

• L’intensité qui s’exprime en nannotesla

• La déclinaison « D » est l’angle entre la composante horizontale du champ et le Nord géographique.

• L’inclinaison « I » est l’angle entre la direction du champ magnétique et l’horizontale (I est positif si le champmagnétique s’enfonce dans le sol et négatif s’il en ressort).

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- Dans les roches, plusieurs minéraux appelés « ferromagnétiques » peuvent acquérir une aimantation enprésence d’un champ magnétique et le garder en mémoire. C’est le cas des oxydes de fer (hématite, magnétite) et detitane.

Fig. 6.9 : Aimantation thermorémanente. Le processus se passe à l’état solide sous la température de Curie (A).

Petit cône volcanique à l’axe de la dorsale atlantique constitué de basaltes ayant enregistrés le champ magnétique ambiant (B). (Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)

- Cette fossilisation du champ dans les roches peut se produire si la température est inférieure à une valeur limite,dite de « Curie » (ex : Tc=585 °C pour la magnétite), où alors tous moments magnétiques sont orientés suivant le champmagnétique ambiant.

- Cela peut se produire pour des roches éruptives où l’aimantation est acquise durant le refroidissement (cas desbasaltes émis au niveau des dorsales - aimantation thermorémanente).

Enregistrement du champ magnétique dans les roches :

A B

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6.2.2 Les variations temporelles du champ magnétique terrestre

- Il existe des variations du champ magnétique allant de quelques années à des millénaires (les variationsséculaires) et des variations à plus longs termes (Ma d’année).

Courbes montrant la variation séculaire du champ magnétique à Paris. Courbe pleine rouge : obtenues sur des briques datées 1940 à 1600. Courbe pointillée : observations directes.(Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)

- Comme le champ varie rapidement àl’échelle du siècle, si l’on fait unemoyenne sur un tempssuffisamment long (qq milliersd’années), ces variations s’annulentet seul intervient alors les variationsà plus long termes.

- Ce sont les variations à long termequi intéressent les géologues pourétudier le mouvement des plaques.

- Concernant les variations séculaires : exemple : en France l’inclinaison a varié entre 55 et 75° et la déclinaisonentre -25 et +25 ° depuis J.C.

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- Sur plusieurs Ma : l’aimantation de plusieurs coulées voisines émises au niveau des dorsales océaniques ont desdirections voisines mais des sens variables (observations faites dès 1903).

- L’aimantation de certaines coulées sont de même sens que le champ actuel (« époques » ou « anomalies »normales), alors que d’autres ont une aimantation opposée (« époques » ou « anomalies » inverses).

Fig. 6.10 : Echelle des polarités magnétiques depuis 4 Ma. On a indiqué les correspondances des polarités (signes de « I ») et l'âge des coulées/roches étudiées. (Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)

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- L’inversion du champ magnétique est très rapide à l’échelle des temps géologiques (entre 15 000 et 20 000 ans),qui permet de s’affranchir de ces variations lorsque l’on s’intéresse à deux roches datées de plus de 1 Ma d’écart.

Fig. 6.11 : Position du pôle sud magnétique au cours d’une inversion du champ magnétique. Enregistrée dans des laves de l’Orégon. Inversion survenue il y a 19 Ma (de « inverse » à « normal ») et la trajectoire s’est réalisée en 15 000 ans. Les pointillés indiquent la trajectoire sur l’autre face du globe.(Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)

Simulation de l’inversion du champ magnétique terrestre (NASA)

- On peut se servir de ces périodes courtes d’inversions pour retracer la migration des pôles magnétiques.

- On peut se servir de ce type de données pour déterminer la paléolatitude des continents (ou des plaques).

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6.2.3 Apport du paléomagnétisme à la connaissance de la dynamique lithosphérique- dérive des continents

- On a étudié le paléomagnétisme des roches continentales dont les âges de formation couvraient une assezlongue période.

Fig. 6.12 : Courbes de dérives apparentes des paléo-pôles magnétiques mesurées à partir de sédiments et de laves pour l’Amérique du Nord et l’Europe. (Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)

- En réalisant ce genre d’études pour des roches appartenant à différents continents actuels, on a pu comparer lesdifférentes trajectoires des pôles (une seule ou plusieurs)

- De cette façon, on a pu reconstituer la position du paléo-pôle magnétique au cours du temps pour un continentdonné.

(1) R est la rotation du blocAmérique/Europe nécessaire poursuperposer les paléo-pôles depuis 180 Ma(revient à fermer les effets de l’ouverture del’Atlantique Nord)

(2) Avant l’ouverture de l’Atlantique Nord, lesdeux trajectoires sont superposées,suggérant que les deux continents étaientregroupés en un seul (La Pangée)

- NB : Ce sont bien les continents quibougent par rapport à un pôle, et non l’inverse(d’où le terme de « apparent » pour la dérive dupôle), car il ne peut y avoir deux pôles sudmagnétiques pour une période donnée.

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6.2.3 Apport du paléomagnétisme à la connaissance de la dynamique lithosphérique- expansion océanique et taux associé (TD n°6)

- Les études sur des laves continentales et océaniques, ainsique sur des sédiments se sont multipliées et ont permis demettre en évidence de nombreuses inversions (polarité« normale » à « inverse »).

Exemple d’échelle magnétostratigraphique (anomalie et âge). (Web,

Académie de Dijon)

- Ces laves et sédiments étant parfaitement datées (parradiochronologie), une échelle magnétostratigraphique apu être constituée.

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- Le tapis déroulant des océans ou l’étalement des fonds océaniques :

Fig. 6.13 : Principe du tapis déroulant des fonds océaniques. (Earth’s

dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)

- Notez que les séquencesd’inversion magnétique au fonddes océans se lisent de manièrehorizontale (la roche la plus jeuneétant au niveau de la dorsale et laplus vieille à l’opposée).

- Cette même séquence reprise surun continent (ophiolite parexemple) se lirait verticalement(avec la roche la plus jeune ausomment de la séquence).

Au niveau d’une dorsale : au cours de la solidification du magma, enregistrement de la direction duchamp magnétique (exemple : polarité normale) de l’époque de la cristallisation

Avec le temps, la première croute océanique formée s’éloigne de plus en plus de la dorsale, et une autrecroute se forme au niveau de la dorsale enregistrant ainsi une autre direction de champ magnétique(polarité inverse)

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- Magnétisme des fonds océaniques :

Fig. 6.14 : Age des fonds océaniques. Une croute océanique n’excédera jamais plus de 180/200 Ma. (Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall)

Au niveau d’une dorsale : anomalies symétriques par rapport à la dorsale. En mesurant l’âge des roches émises et leur anomalie (distance par rapport l’axe de la dorsale), on peut

estimer des vitesses d’expansion océaniques.

Exemple : dans l’océan Atlantique central : La croute au niveau de la dorsale est

actuelle La croute qui jouxte les continents

africains (au niveau de la Mauritanie) etatlantique Central est vieille de 160 Ma, etla distance Mauritanie/continentAmérique central est de 7000 km vitesse d’expansion = 4,3 cm/an ou 2,15 cm/an pour chaque bord de

la dorsale

La dorsale Atlantique est qualifiée dedorsale « lente » (détail dans chapitren°7), et sa vitesse d’expansion n’est pasconstante tout le long de la dorsale.

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6.2.4 Notions de mouvement des plaques ; mouvement actuel

Age des édifices volcaniques de la chaine empereur-Hawaï et de leur substratum océanique. (Eléments de Géologie, Renard et al., Ed.

Dunod)

Le mouvement de deux plaques se déplaçant sur le globe peut être décrit de deux façons :

- (a) Soit à partir d’un repère externe aux deux plaques, et qui peut être considéré comme fixe sur le globe : c’est unmouvement absolu ; c’est le mouvement par rapport à un « point chaud ».

Le point chaud crée des alignements volcaniques considérés comme la trace laissée à la surface de lalithosphère mobile par des panaches chaud d’origine profondes et fixes.

Alignements volcaniques les plus connus : les chaines du Pacifique : Empereur-Hawaï, Polynésie.

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Carte mondiale des points chauds. (web : USGS)

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Fig. 6.15 : Définition des principaux paramètres du mouvement d’une plaque sur une sphère. (Eléments de Géologie,

Renard et al., Ed. Dunod)

Le mouvement de deux plaques se déplaçant sur le globe peut être décrit de deux façons :- (b) Soit à partir d’un repère lié à l’une des deux plaques (on considère une plaque fixe et on étudie le

mouvement de l’autre par rapport à celle qui est fixe) : c’est un mouvement relatif

- Notez que l’axe Eulérien n’est pasnécessairement confondu avec l’axe derotation de la Terre ou l’axe magnétiqueterrestre.

- Notez que si le mouvement absolud’une plaque est connu, et que l’on a lesmouvements relatifs de toutes les autresplaques, les mouvements absolus detoutes les plaques sont connues.

• Les vitesses aux 2 pôles Eulériens sont nulles et sont maximum à l’équateur. On définit alors le mouvement de A parrapport à B par la vitesse angulaire de rotation et les coordonnées d’un des deux pôles eulériens (latitude etlongitude).

• On considère que le mouvement d’une plaque A par rapport à une plaque B, considérée comme fixe, est décrit parune rotation autour d’un axe imaginaire (axe d’Euler) passant par le centre de la Terre et perforant le globe en deuxpôles dits « Eulériens ».

• Cet axe contient les centres des cercles passant par les failles transformantes des deux plaques.

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Utilisation de l’orientation des failles transformantes pour déterminer le pôle de rotation entre les plaques Afrique et Amérique du Sud (Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)

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Fig. 6.16 : Vitesses relatives et direction de mouvement des principales plaques lithosphériques. Les plaques bougent à des vitesses différentes. La longueur des flèches est proportionnelle à la vitesse de la plaque (cm/an). (web)

Mouvement actuel des plaques :

En intégrant les données d’anomalies magnétiques et les mouvements des plaques mesurés directement par satelliteset lasers, on a une bonne connaissance des vitesses relatives des plaques lithosphériques majeures :

- Les plaques les moins rapidescomprennent beaucoup delithosphère continentale :eurasiatique, Nord-américaine.

- Les plaques les plus rapides sonttoutes majoritairement océaniques :Pacifique, Nazca.

- La vitesse d’une plaque est d’autantplus rapide qu’elle comporte desfrontières de type « subduction » :Pacifique et Nazca. Ce seraient leszones de subduction qui « tireraient »les plaques.

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6.2.5 Causes du mouvement des plaques

Fig. 6.17 : Deux modèles de convection du manteau à deux couches. (Eléments de Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)

- Le but de la « Terre » est de se refroidir pour atteindre un équilibre thermique avec l’espace froid. En d’autre terme, latectonique des plaques a pour but de transporter la chaleur du noyau et manteau de la Terre vers sa surface.

Modèles faisant intervenir les cellules de convection dans le manteau (asthénosphère)

- Pour cela, différents modèles sont débattus dans la communauté scientifique pour expliquer le mouvement des plaqueslithosphériques :

Modèle à une cellule « active » Modèle à deux cellules « actives »

- Ces modèles impliquent le plongement desplaques dans le manteau inférieur (à droite)ou leur maintien à la limite des 670 km(limite entre manteau sup. et inf., qui est unelimite minéralogique et rhéologique) (àgauche).

- Les dorsales sont liées directement à laconvection du manteau supérieur qui estappauvri par rapport à la composition dumanteau primitif (le manteau sup. a donné lamajorité du matériel nécessaire à laconstruction de la croute continentale, d’oùle terme « appauvri »).

- Les basaltes des points chauds sont issusd’un manteau plus profond,indépendamment des dorsales.

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6.2.5 Causes du mouvement des plaques

Fig. 6.18 : Modèle basé sur les forces générées par les plaqueselles mêmes pour expliquer le moteur de la tectonique desplaques - Principe (A) – Détail des forces agissant sur deux plaques encontexte de subduction d’une lithosphère océanique sous unelithosphère continentale (B).(Earth’s dynamic systems, Hamblin and Christiansen, Ed. Prentice Hall ; Elémentsde Géologie, Renard et al., Ed. Dunod)

Fig. A :

- la subductioninterviendrait à cause dela densité plusimportante, par rapportà celle del’asthénosphère, deslithosphères froidesocéaniques localiséesloin des dorsales.

- La gravité « ouvrirait »la lithosphère au niveaudes dorsales (« riftsbombés »).

Fig. B :

- P : poussée gravitaire à laride, proportionnelle à l'âgede la plaque au point A

- C : couplage avec laconvection

- T : traction de la plaqueplongeante (« slab pull ») :proportionnelle à la longueurde la plaque plongeante et àson âge

- cb : cisaillement due àl’asthénosphère plus visqueux

- f : friction suivant le plan desubduction

- r : résistance du manteau àl’enfoncement

Modèle basé sur les forces générées par les plaques elles-mêmes :

A

B

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CE QU’IL FAUT RETENIR/SAVOIR : questions typiques :

- Quelles critères Wegener avait utilisés dès 1912 pour justifier son idée de « dérive des continents » ?

- De quoi peut être constituée une plaque lithosphérique ?

- Quelles peuvent-être les trois types de frontières d’une plaque lithosphérique ?

- Comment est généré le champ magnétique terrestre ?

- Quels sont les minéraux d’une roche qui peuvent fossiliser le champ magnétique terrestre ?

- Quel est l’âge des plus « vieux » fonds océaniques sous les océans ?

- Quels sont les plaques lithosphériques qui se déplacent le plus rapidement ? Pourquoi elles ?

- Donner un exemple de « moteur » pour le mouvement des plaques lithosphériques.

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PROCHAIN COURS:

Chapitre 7 :

Tectonique des plaques 2 : dynamique de la lithosphère océanique.