La cinématique des plaques

Leçon d’agrégation SV-STU ; Secteur C

Proposition de correction par Mathieu Rodriguez

Introduction :

-Définition des plaques lithosphériques/ tectoniques :

-La distribution de la sismicité mondiale montre que l’essentiel de la déformation (~90%) est

localisée aux frontières des plaques. Les plaques lithosphériques constituent des ensembles

rigides au premier ordre, cependant il existe une part de déformation intraplaque. Les

frontières de plaques sont soit localisées, avec de la déformation concentrée sur un système de

failles bien défini (ex. faille du Levant), soit diffuse (ex. frontière convergente Inde-Eurasie),

avec une déformation distribuée sur plusieurs systèmes de failles.

- Différents types de mouvements et de déformation aux limites de plaques (à présenter sur

une carte) : extensive (rift, dorsale) ; convergente (subduction, chaîne de montagne) ;

décrochante (coulissement de plaques).

-La Lithosphère est l’enveloppe solide la plus superficielle de la Terre. La base de la

lithosphère, la LVZ, est définie par les études sismologiques autour de 120 km de profondeur

en moyenne. Il existe différentes définitions de la lithosphère selon le point de vue considéré

(voir corrections de leçons sur la lithosphère continentale et la lithosphère océanique). 2 types

de lithosphères : océanique et continentale, aux propriétés rhéologiques différentes.

-Les propriétés de la lithosphère (résistance i.e. profil de contrainte différentielle ; présence et

profondeur du niveau de décollement), sont variables selon le contexte (température et âge de

la lithosphère) et contrôlent le degré de localisation de la déformation aux frontières de

plaques.

-25 plaques tectoniques principales incorporées dans le dernier modèle cinématique en date

(MORVEL, DeMets et al., 2010), représente 97% de la surface de la Terre. Le nombre de

plaques total, incluant les microplaques, est de 56 (Argus et al., 2011). Nous n’aborderons pas

la complexité cinématique liée aux microplaques dans le cadre de cette leçon.

Les principales plaques tectoniques. Frontières localisées et diffuses.

-La Cinématique des plaques est la discipline des géosciences qui a pour objet la

quantification de la mobilité horizontale des plaques lithosphériques. Le premier modèle

cinématique global a été formulé par X. LePichon en 1968.

-Cependant, la notion de mobilité des plaques lithosphériques a été proposée par Wegener,

dès 1912, sur la base de divers arguments (paléontologie, géographie, assemblage des cratons,

anciens dépôts glaciaires). Dans un premier temps, la théorie de Wegener a été rejetée faute

d’un moteur et d’une quantification convaincante des mouvements des plaques. Wegener

proposait la force d’Eötvos comme moteur de la dérive des continents, mais celle-ci est trop

faible pour expliquer le mouvement des plaques. Wegener avait fait une erreur en estimant le

taux de l’ouverture de l’Atlantique de l’ordre du mètre par an ! alors que le mouvement est de

l’ordre du cm/an en réalité… Les théories des ‘ponts continentaux’, et des ‘géosynclinaux’

persistèrent donc jusqu’au début des années 60 (modèles de Terre fixe).

-Problématique :

-Comment quantifier les mouvements des plaques ?

Dans un premier temps nous verrons comment estimer les mouvements relatifs de plaques

lithosphériques au niveau de différents types de frontières, et à différentes échelles de temps.

Puis nous verrons comment construire un modèle cinématique global, à n plaques.

-Quelles sont les forces motrices de la mobilité des plaques?

Après un bref rappel historique des différents moteurs proposés pour le mouvement des

plaques, nous mettrons en évidence quel est le moteur principal du mouvement des plaques, et

quelles sont les différents types de forces impliquées dans la cinématique.

-Sujet limité à la mobilité horizontale des plaques, nous n’aborderons pas en détail la mobilité

verticale (isostasie, subsidence, etc…).

1) Quantifier la mobilité relative de deux plaques lithosphériques à différentes

échelles de temps

Objectifs de cette partie : Différents outils, différentes méthodes selon l’échelle de temps à

étudier. Avantages et limites de chacune des méthodes, leur complémentarité. Ici on se

limite au mouvement entre 2 plaques.

a) A l’échelle de la décennie : les mesures satellitaires (GPS et VLBI).

-Techniques récentes, développées durant les années 80-90. Objectif : donner la direction

et la vitesse du mouvement ; i.e. établir un vecteur mouvement, à l’échelle de la décennie.

Précision millimétrique. Mesures continues.

-Permet d’accéder à la cinématique sur les continents.

-Principe du GPS : Positionnement de stations dans une région d’intérêt.

Positionnement de la station par satellite, par rapport à une surface de référence. Le

satellite renseigne sur la position de la balise au cours du temps. Sensible à la

déformation élastique de la lithosphère (cycle sismique, rebond postglaciaire),

nécessité d’apporter des corrections basées sur des modèles de lithosphère élastique

pour obtenir le mouvement horizontal ‘réel’ de la plaque. Les mouvements estimés par

GPS permettent de calculer les taux de déformation/ et contrainte sur une faille au

cours du cycle sismique.

Si niveau de décollement au sein de la lithosphère ou de la pile sédimentaire

(tectonique gravitaire), le GPS ne capture que le mouvement de surface, pas de la

plaque dans son ensemble.

-Principe du VLBI : mesures par des radiotéléscopes d’ondes électromagnétiques

émises par un quasar, dont la position est parfaitement connue. L’écart de temps de

réception du signal entre 2 radiotéléscopes (distants de plusieurs milliers de km)

permet de les positionner l’un par rapport à l’autre. Lorsque les radiotélescopes

s’éloignent ou se rapprochent sous l’effet de la tectonique, alors nous avons accès à

une mesure de la cinématique avec une précision millimétrique.

b) A l’échelle instantanée (Ma) : les anomalies magnétiques du plancher océanique

-Travaux fondateurs de Vine & Matthews dans les années 60, à partir d’étude des profils

d’anomalies magnétiques au niveau de la dorsale de Carlsberg.

- Le principe de l'interprétation des anomalies magnétiques est le suivant : les basaltes sont

émis au niveau de l'axe de la dorsale, se solidifient et cristallisent rapidement au contact de

l’eau. Leur température s’abaisse au dessous du point de Curie, et ils acquièrent une

aimantation (liée à leurs minéraux ferro-magnésiens), qui enregistre la polarité du champ

magnétique terrestre au moment de leur formation. Le plancher océanique est ensuite

repoussé de part et d’autre de la dorsale quand du nouveau magma arrive en surface, à l’axe

de la dorsale. Le champ magnétique terrestre subit des inversions de façon irrégulière au cours

du temps. Ces inversions sont fossilisées par le plancher océanique, et induisent des anomalies

du champ magnétique par rapport au champ actuel. Les inversions de polarité ont été datées

par des forages (étude de l’âge des sédiments recouvrant le plancher) et des datations radio-

chronologiques des basaltes et fournissent un calendrier de l’ouverture des océans. Les profils

d'anomalies magnétiques et les cartes des fonds océaniques permettent ainsi de reconstituer la

géométrie des dorsales à un moment donné, et de déduire certains paramètres du mouvement

relatif entre deux plaques (migration du pôle de rotation, taux d'ouverture océanique et

asymétrie de l'accrétion). On peut remonter jusqu’à environ 180 Ma avec cette méthode, mais

résolution temporelle variable.

-Plus jeune anomalie identifiée quasiment partout : la 2A, datée à 3.16 Ma. Permet de

connaître vitesse et direction d’ouverture des océans moyennée sur 3.16 Ma. Considéré

instantané à l’échelle des temps géologiques. Dans le Pacifique, une anomalie datée à 0.78 Ma

permet de contraindre la cinématique instantanée avec une meilleure résolution temporelle.

-Sur les continents les décalages morphologiques de certains marqueurs géologiques (rivières,

coulée de laves, formation géologique particulière) dont l’âge de mise en place est connu peut

être utilisé pour connaître la quantité de mouvement accumulée au niveau d’un système de

faille donné. Très utilisé pour les décrochements.

Les anomalies magnétiques du plancher océaniques

c) A l’échelle de plusieurs centaines de millions d’années : le paléomagnétisme et le

volcanisme intraplaque

-Les points chauds furent considérés dans un premier temps fixes à l’échelle des temps

géologiques. Les panaches nourrissent du volcanisme en surface, et la migration du

volcanisme au cours du temps correspond au mouvement de la plaque sur une source fixe.

L’alignement des chaînes de volcans de point chaud (Empereur Hawaï, Chagos Laccadive,

etc…) est donc un indicateur de la direction du mouvement des plaques. Connaissant l’âge du

volcanisme et la distance au point chaud, on peut calculer la vitesse du mouvement de la

plaque. Les points chauds sont considérés comme un référentiel fixe à l’échelle de la

cinématique instantanée. Cependant, les mouvements au sein de l’asthénosphère dévient les

panaches mantelliques, entraînant une migration des points chauds qui doit être prise en

compte dans les reconstructions cinématiques.

Vitesse du mouvement de la plaque pacifique par rapport aux datations des volcans de point

chaud

-Les études de paléomagnétisme des roches continentales permettent aussi de retrouver les

anciennes latitudes d'un continent, avec cependant de plus fortes incertitudes par rapport aux

anomalies magnétiques du plancher océanique. Au-delà de 180 Ma, le paléomagnétisme est la

seule méthode pour contraindre la position des continents. Les sédiments détritiques

contiennent eux aussi des minéraux ferro-magnésiens capables de fossiliser le champ

magnétique au moment de leur formation. La mesure de l’inclinaison du champ magnétique

fossile permet d’avoir accès à la paléolatitude du milieu de dépôt, selon la relation tan

(inclinaison) = 2 tan (latitude). En revanche, il est difficile de contraindre les paléo-

longitudes. Les incertitudes dans les estimations des paléo-latitudes varient de 1 à plusieurs

dizaines de degré de latitude, selon la qualité de l’enregistrement paléomagnétique. Ainsi, il

existe une incertitude de 500 à 1000 km sur la position de l’Inde avant sa collision avec

l’Eurasie, ce qui a de fortes implications sur les scénarios de convergence Inde-Eurasie, et la

quantification des forces impliquées.

d) Quantification des mouvements relatifs aux différents types de frontières de plaque

Selon le type de frontière de plaque étudié, la quantité et la nature des données disponibles ne

sont pas la même ; parfois le mouvement doit être estimé de façon indirecte, en combinant

plusieurs informations et en réalisant un triangle de vitesse (ex. des frontières convergentes).

Les différentes limites de plaques, et les données qu’elles apportent pour contraindre la

cinématique

-Frontières divergentes :

-Ouverture d’un rifting : ex. du rift est-africain au niveau des Afars. Dans les années

80, premières mesures de l’ouverture en temps réel par Satellite à Djibouti, 2 m en une

seule crise sismique.

-Ouverture d’une dorsale à partir des anomalies magnétiques.

-Frontières convergentes : exemple de la subduction de Juan de Fuca, au large de la

Californie.

Cinématique de la convergence Juan de Fuca/ Amérique du Nord

-Les frontières diffuses :

-Ex. de la faille de San Andreas, et des décrochements associés au système Queen

Charlotte-Fairweather au NW du Canada/ Alaska. Une partie du mouvement

Pacifique/ N Amérique est pris sur chacune des failles, qui délimitent des microblocs

pris en cisaillement (système diffus). Le mouvement Pac/NAM est la somme des

mouvements pris sur chacune des failles composant la frontière diffuse.

-Ex. de l’extrusion latérale de l’Anatolie, ou des blocs asiatiques, extrudés sous l’effet

de la convergence Inde-Eurasie.

-La notion de partionnement du mouvement, lorsque le régime de contrainte est oblique.

-Ex. de la subduction de la sonde ; subduction oblique de la plaque Indo-Australienne,

donne naissance au décrochement de Sumatra. La convergence est absorbée par la

subduction, la partie oblique par le décrochement. Le séisme de Sumatra en 2004 a un

mécanisme au foyer purement inverse. A ce moment là, le partionnement du

mouvement est total, pas de composante décrochante.

-Le GPS est donc particulièrement utile pour comprendre la distribution de la déformation

dans les systèmes diffus/ partionnés, et caractériser le mouvement des micro-blocs.

e) Les limites de la cinématique des plaques

-Les vitesses de subduction sont prédites pour ce qui concerne la cinématique instantanée.

-Difficulté de quantifier les mouvements à l’échelle de quelques milliers à centaines de

milliers d’années, vide d’observations et de marqueurs sur cette gamme de temps.

-Bien sûr, GPS difficile à installer dans les océans, mais ça existe ! ex. subduction du Japon.

-Cependant, 90% des vitesses déterminées par le GPS sont en accord avec celle déterminées à

partir de l’anomalie 2A, i.e. vitesse moyenne sur 3 Ma en général équivalente à vitesse

mesurée par satellites. Peu de variations de la cinématique des plaques sont attendues à

l’échelle inférieure au Ma… mais dans certains endroits la différence est significative, proche

du cm/an ; en particulier au niveau des zones de convergence affectées par des phénomènes

de mousson ou El Nino/La Nina. Les différences dans les estimations de vitesse entre

cinématique instantanée et GPS sont-elles dues à des problèmes de mesure ? ou changement

cinématique plus récent que 3 Ma ? Rôle possible des changements climatiques Pléistocène

sur la vitesse des plaques ? Cela n’est pas encore bien compris.

-Problème de variabilité dans la résolution temporelle des marqueurs, ex. période magnétique

calme du Crétacé.

-Difficulté pour déterminer les mouvements dans certains contextes ; comment faire quand

pas d’anomalie ou quand pas de GPS? Nécessité d’établir des circuits de plaques globaux,

pour déduire les mouvements de toutes les plaques à partir des couples de plaques dont le

mouvement est bien contraint.

2) Les modèles cinématiques globaux

Objectifs de cette partie : comment calculer le mouvement d’une plaque sur une sphère ?

comment établir un modèle cinématique global à n plaques?

a) La rotation de plaques sur une sphère : éléments de géométrie eulérienne

-Approximation d’une Terre sphérique (en réalité ellipsoïde, coeff. d’aplatissement de 1/298).

-Le déplacement d’une plaque sur une sphère correspond à une rotation, autour d’un axe

passant par le centre de la Terre. L’intersection entre l’axe de rotation d’une plaque par

rapport à une plaque supposée fixe et la surface de la Terre définit le pôle de rotation. Le

mouvement d’une plaque par rapport à l’autre suit des petits cercles centrés sur le pôle de

rotation. Les failles transformantes s’inscrivent sur des petits cercles. L’intersection des

grands cercles perpendiculaires aux transformantes correspond au pôle de rotation du couple

de plaque considéré. Les cartes des fonds océaniques établies par altimétrie satellitaire ont

donc été une révolution pour la cinématique, car elles permettent de cartographier les

transformantes sur plusieurs milliers de km !!!

Estimation des pôles de rotation à partir des transformantes

-La vitesse de rotation (vitesse angulaire) d’une plaque sur une sphère est déterminée par :

ω = dө/dt

où ө valeur de l’angle caractérisant la rotation, t le temps.

Il est plus intuitif d’exprimer la vitesse linéaire d’une plaque :

V= R. ω. Sin a

R : rayon de la Terre (6370 km) ; a distance angulaire entre le pôle de rotation et le point en

mouvement sur la sphère. V est nulle au pôle de rotation (R=0) et maximale à 90° du pôle.

A vitesse angulaire identique, V augmente avec le sinus de la distance au pôle de rotation.

Cinématique et géométrie eulérienne

-Soit X un point à la limite de 2 plaques dont le pôle de rotation est P. Soit N le pôle

géographique. Les longueurs angulaires b (entre N et X) et c (entre P et N) sont connues,

d’après la latitude des points X et P. b= 90-λx ; c=90-λp. L’angle A (XNP) est connu aussi, il

s’agit de la différence entre les longitudes des points X et P.

Il est nécessaire de calculer la longueur angulaire a entre X et P pour déterminer la vitesse.

L’azimut de la vitesse est 90°+ C ; C étant l’angle NXP.

-les formules de trigonométrie montrent que :

Cos a= cos b cos c + sin b sin c cos A

Cos a =cos (90-λx) cos (90-λp) + sin (90-λx) sin (90-λp) cos (Фp –Фx)

Petit rappel, en trigo :

Donc :

a= arcos (sin λx sin λp + cos λx cos λp cos (Фp –Фx))

-de plus, sina/sinA=sinb/sinB=sinc/sinC

Sin a/sin (Фp –Фx)=sin (90- λp)/sinC

C=arcsin (cos λp sin (Фp –Фx)/sina)

On peut donc calculer la vitesse linéaire et l’azimut du mouvement.

Calcul d’un vecteur vitesse, en résumé

-Une configuration particulière est celle des points triples, où 3 plaques différentes sont en

contact. Les triangles de vitesse pour les différentes configurations possibles montrent que

seule les configurations ride-ride-ride (ride=dorsale) sont stables au cours du temps, avec sous

certaines conditions, la configuration transformante-fosse-fosse. Les points triples R-R-R

sont utilisés pour tester la fermeture des circuits des plaques. Si un circuit ne se ferme pas au

niveau d’un point triple R-R-R, alors cela signifie que le circuit de plaque est mal définit. Par

exemple, la fermeture du point triple de Rodriguez dans l’Océan Indien ne se fait que si on

prend en compte l’existence de la plaque Somalie, qui a longtemps été négligée. Une autre

source d’erreur dans la fermeture d’un circuit au niveau d’un point triple R-R-R est la

présence de déformation intraplaque.

Stabilité des points triples Ride-Ride-Ride

b) Les modèles cinématiques : du premier modèle proposé en 1968 (LePichon) à

MORVEL (DeMets et al., 2010).

-Modèles cinématiques construits à partir des données d’anomalies magnétiques, des

données d’altimétrie satellitaire (cartes des fonds océaniques, nécessité de bien

cartographier les transformantes pour avoir les pôles de rotation) ; des mécanismes au

foyer des séismes (direction des mouvements), et du GPS. Toutes les données n’ont pas le

même poids dans les modèles. Tests de fermeture permettent de les valider.

3) Les moteurs de la tectonique des plaques

Objectifs de cette partie: identifier les différentes forces à l’œuvre dans la mobilité

horizontale des plaques, et déterminer quelle force domine : couplage mécanique des

plaques lithosphériques avec la convection mantellique, ou traction exercée par le

plongement du slab au niveau des zones de subduction ?

-Différents moteurs ont été proposés au cours du 20° siècle :

-Holmes, en 1928, propose que le manteau soit animé de mouvements de

convection, avec des mouvements ascendants et descendants, et que ces

mouvements entraîneraient le mouvement des plaques lithosphériques

-Modèle du tapis roulant, formation des océans par Hess au début des années

60.

-Découverte des plans de Wadati-Benioff dans les années 50 : rôle de la

subduction dans les mouvements des plaques ?

-Dans les hypothèses fixistes, telle que celle du geosynclinal, il y a la notion de

mouvements gravitaires …à rejeter complètement… ?

-Relations entre vitesse des plaques et la nature de leur frontière : la diversité des

forces mises en jeu :

-Forte corrélation entre la vitesse des plaques (déterminées par les méthodes et

modèles ci-dessus) et le pourcentage de frontière en subduction : la subduction

est donc le moteur principal de la tectonique des plaques ! Vitesses les plus

rapides au niveau du Pacifique, entièrement bordé de subductions ; vitesses les

plus lentes en Atlantique ou au niveau de la SW Indienne, absence de

subduction majeure.

-Plus la surface des continents sur une plaque est grande, plus sa vitesse est

faible : une explication serait que les continents auraient une plus grande

résistance au mouvement p/r aux océans.

-Difficile de quantifier le degré de couplage mécanique entre lithosphère et

manteau

Relations entre vitesse des plaques et pourcentage de frontières en subduction

-Les forces à l’œuvre dans l’ouverture des océans tel que l’Atlantique sont les forces de

volumes. Il existe une topographie élevée au niveau des dorsales, et la profondeur des océans

augmente avec la distance à l’axe de la dorsale (refroidissement, augmentation de densité,

etc…). La différence de topographie induit une forme ‘ d’écoulement gravitaire’ à l’origine de

l’ouverture de ces océans (ce qu’on appelle le ‘ridge push’)

Les moteurs de la tectonique des plaques sont donc :

Les forces aux limites : Les déplacements de l’asthénosphère (convection liée à Archimède)

à la base de la lithosphère et les forces appliquées aux limites de plaques mettent en contrainte

l’intérieur des plaques lithosphériques.

Les forces de volume : Les différences latérales d’épaisseur et de densité de la lithosphère

sont responsables de gradients de l’énergie potentielle de gravitation. Ceux-ci peuvent être

interprétés comme des gradients de contrainte horizontale.

In fine la force de la pesanteur est à l’origine de la tectonique des plaques

Conclusions :

-Quantification du mouvement résolue au premier ordre, mais nécessité de nombreuses

données variées pour préciser les modèles. De façon générale les modèles marchent bien,

mais il y a de nombreux problèmes en de nombreux endroits. Les zones les plus compliquées

sont les zones de déformation diffuse. La cinématique avance donc par l’étude détaillée de

zones clefs qui ne sont pas parfaitement expliquées par les modèles.

-Même remarque à grande échelle de temps : certaines périodes sont moins bien comprises

que d’autres, selon la disponibilité des données.

-Les moteurs aussi sont bien identifiés, mais il y a encore des problèmes pour quantifier les

forces mises en œuvre, notamment pour le couplage asthénosphère/lithosphère.

-origine des différences entre GPS et MORVEL pas bien expliquées : problème de mesure ou

différence réelle ?

-Est-ce que les changements climatiques ont un rôle sur la cinématique ?

Bibliographie

-Convergence lithosphérique, Lallemand et al. Vuibert eds., la leçon est traitée entièrement

dans le chapitre de P. Huchon, mais il y a 2-3 coquilles dans les équations

-Physique de la Terre solide, Larroque et Virieux, GIB eds (les équations sont justes, mais il

faut bien lire le chapitre dédié à la géodynamique avant les oraux sinon c’est un peu dur à

première lecture)

-Géosciences, de Robert et Bousquet ; Belin eds ; pour les docs en couleur, les cartes

cinématiques à jour, etc.

_La carte ‘Plate tectonics from space’ de Rabaute et Chamot-Rooke

Bon courage !