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2.4 : Frontières divergentes - Géosciences

2.4 : Frontières divergentes - Géosciences


Aux frontières divergentes, parfois appelées frontières constructives, les plaques lithosphériques s'éloignent les unes des autres. Il existe deux types de limites divergentes, classées selon leur lieu d'occurrence : les zones de rift continental et les dorsales médio-océaniques. Les zones de rift continental se produisent dans les points faibles de la plaque lithosphérique continentale. Une dorsale médio-océanique prend généralement naissance dans une plaque continentale sous la forme d'une zone de rift qui s'étend au point de diviser la plaque, l'eau de mer remplissant l'espace. Les pièces séparées continuent de se séparer et de devenir des continents individuels. Ce processus est connu sous le nom de rift-to-drift.

Faille continentale

Dans les endroits où les plaques continentales sont très épaisses, elles réfléchissent tellement de chaleur dans le manteau qu'elles développent de forts courants de convection qui poussent le matériau du manteau surchauffé contre la plaque sus-jacente, la ramollissant. Les forces de tension créées par cette remontée convective commencent à séparer la plaque affaiblie. En s'étirant, il s'amincit et développe des fissures profondes appelées extension ou failles normales. Finalement, des sections de plaques situées entre de grandes failles tombent dans des dépressions profondes appelées vallées du rift, qui contiennent souvent des blocs de croûte en forme de clé de voûte appelés grabens. Les épaules de ces grabens sont appelées horsts. Si un seul côté d'une section tombe, cela s'appelle un demi-graben. Selon les conditions, les failles peuvent devenir de très grands lacs et même des océans.

Bien qu'apparemment se produisant au hasard, le rifting est dicté par deux facteurs. Le rifting ne se produit pas dans les continents avec des intérieurs plus anciens et plus stables, connus sous le nom de cratons. Lorsqu'un rift continental se produit, le motif de rupture ressemble aux coutures d'un ballon de football, également appelé icosaèdre tronqué. C'est le motif de fracture de surface le plus courant à se développer sur une sphère en expansion uniforme car il utilise le moins d'énergie [68].

En utilisant le modèle du ballon de football, le rifting a tendance à s'allonger et à s'étendre le long d'une couture particulière tout en s'étirant dans les autres directions. Ces coutures avec peu ou pas d'activité tectonique sont appelées bras de faille défaillants. Un bras de rift défaillant est toujours un point faible de la plaque continentale ; même sans la présence de défauts d'extension actifs, il peut se développer en un aulacogène. Un exemple d'un bras de rift échoué est le Mississippi Valley Embayment, une dépression à travers laquelle coule l'extrémité supérieure du fleuve Mississippi. Des bras de rift occasionnellement connectés se développent simultanément, créant de multiples limites de rifting actif. Dans les endroits où les bras du rift ne se rompent pas, par exemple le Triangle Afar, trois frontières divergentes peuvent se développer à proximité les unes des autres formant une triple jonction.

Les failles sont de deux types : étroites et larges. Les failles étroites sont caractérisées par une forte densité de frontières divergentes très actives. La zone du rift est-africain, où la corne de l'Afrique s'éloigne du continent, est un excellent exemple d'un rift étroit actif. Le lac Baïkal en Russie en est un autre. Les larges rifts présentent également de nombreuses zones de failles, mais ils sont répartis sur de vastes zones de déformation. La région du bassin et de l'aire de répartition située dans l'ouest des États-Unis est un type de large rift. La faille Wasatch, qui a également créé la chaîne de montagnes Wasatch dans l'État de l'Utah, forme la limite divergente orientale de ce large rift (Animation 1 et Animation 2).

Les failles ont des tremblements de terre, mais pas de la magnitude et de la fréquence des autres limites. Ils peuvent également présenter du volcanisme. Contrairement au magma fondu que l'on trouve dans les zones de subduction, le magma de la zone de rift est créé par fusion par décompression. Lorsque les plaques continentales sont séparées, elles créent une région de basse pression qui fait fondre la lithosphère et la tire vers le haut. Lorsque ce magma en fusion atteint la zone de rift affaiblie et criblée de failles, il migre vers la surface en traversant la plaque ou en s'échappant par une faille ouverte. Des exemples de jeunes volcans de rift parsèment la région du bassin et de la chaîne aux États-Unis. L'activité de la zone de faille est responsable de la génération d'un volcanisme unique, tel que l'Ol Doinyo Lengai en Tanzanie. Ce volcan fait éclater de la lave constituée en grande partie de carbonatite, un minéral carbonaté liquide relativement froid [69].

L'Amérique du Sud et l'Afrique se séparent, formant l'Atlantique. Vidéo de Tanya Atwater.

Les dorsales médio-océaniques

Au fur et à mesure que le rifting et l'activité volcanique progressent, la lithosphère continentale devient plus mafique (voir chapitre 4) et plus mince, avec pour résultat final la transformation de la plaque sous la zone de rifting en lithosphère océanique. C'est le processus qui donne naissance à un nouvel océan, un peu comme l'étroite mer Rouge a émergé avec le déplacement de l'Arabie loin de l'Afrique. Alors que la lithosphère océanique continue de diverger, une dorsale médio-océanique se forme.

Les dorsales médio-océaniques, également appelées centres d'étalement, présentent plusieurs caractéristiques distinctives. Ce sont les seuls endroits sur terre qui créent une nouvelle lithosphère océanique. La fusion de la décompression dans la zone du rift transforme le matériau de l'asthénosphère en une nouvelle lithosphère, qui suinte à travers les fissures de la plaque océanique. La quantité de nouvelle lithosphère créée sur les dorsales médio-océaniques est très importante. Ces volcans du rift sous-marin produisent plus de lave que tous les autres types de volcanisme réunis. Malgré cela, la plupart des volcanismes de la dorsale médio-océanique ne sont pas cartographiés car les volcans sont situés profondément au fond de l'océan.

Dans de rares cas, tels que quelques endroits en Islande, les zones de rift présentent le type de volcanisme, de propagation et de formation de crêtes trouvés au fond de l'océan.

La caractéristique de la crête est créée par l'accumulation de matériau lithosphère chaud, qui est plus léger que l'asthénosphère sous-jacente dense. Ce morceau de lithosphère à flottabilité isostatique se trouve partiellement submergé et partiellement exposé à l'asthénosphère, comme un glaçon flottant dans un verre d'eau.

Au fur et à mesure que la crête continue de s'étendre, le matériau de la lithosphère s'éloigne de la zone de volcanisme et devient plus froid et plus dense. Au fur et à mesure qu'elle continue de s'étendre et de se refroidir, la lithosphère s'installe dans de larges bandes de topographie relativement sans relief appelées plaines abyssales avec une topographie plus basse [70].

Ce modèle de formation des dorsales suggère que les sections de la lithosphère les plus éloignées des dorsales médio-océaniques seront les plus anciennes. Les scientifiques ont testé cette idée en comparant l'âge de roches situées à divers endroits au fond de l'océan. Les roches trouvées près des crêtes sont plus jeunes que celles trouvées loin des crêtes. Les schémas d'accumulation des sédiments confirment également l'idée d'un étalement des fonds marins. Les couches de sédiments ont tendance à être plus minces près des dorsales médio-océaniques, ce qui indique qu'elles ont eu moins de temps pour s'accumuler.

Comme mentionné dans la section sur le paléomagnétisme et le développement de la théorie de la tectonique des plaques, les scientifiques ont remarqué que les dorsales médio-océaniques contenaient des anomalies magnétiques uniques qui se présentent sous la forme de bandes symétriques des deux côtés de la dorsale. L'hypothèse de Vine-Matthews-Morley [20] propose que ces inversions alternées soient créées par le champ magnétique terrestre imprimé dans le magma après son émergence de la crête [71]. Le magma très chaud n'a pas de champ magnétique. Au fur et à mesure que les plaques océaniques se séparent, le magma se refroidit en dessous du point de Curie, la température en dessous de laquelle un champ magnétique se bloque dans les minéraux magnétiques. Les inversions magnétiques alternées dans les roches reflètent l'échange périodique des pôles magnétiques nord et sud de la terre. Ce modèle paléomagnétique fournit un excellent enregistrement historique du mouvement du fond océanique et est utilisé pour reconstruire l'activité tectonique passée et déterminer les taux d'étalement des crêtes [72].

Vidéo de l'éclatement de la Pangée et de la formation de l'océan Atlantique nord. Par Tanya Atwater.

Grâce à leur géologie particulière, les dorsales médio-océaniques abritent certains des écosystèmes les plus uniques jamais découverts. Les crêtes sont souvent parsemées de cheminées hydrothermales, de profondes fissures qui permettent à l'eau de mer de circuler à travers les parties supérieures de la plaque océanique et d'interagir avec la roche chaude. L'eau de mer surchauffée remonte à la surface de la plaque, transportant des gaz et minéraux dissous et de petites particules. L'eau hydrothermale émise qui en résulte ressemble à de la fumée noire sous-marine.

Les scientifiques connaissaient ces zones géothermiques au fond de l'océan depuis un certain temps. Cependant, ce n'est qu'en 1977, lorsque des scientifiques pilotant un véhicule de submersion profonde, l'Alvin, ont découvert une communauté florissante d'organismes regroupés autour de ces bouches hydrothermales [73]. Ces organismes uniques, qui comprennent des vers tubicoles de 10 pieds de long plus grands que les humains, vivent dans l'obscurité totale du fond de l'océan, privés d'oxygène et de lumière du soleil. Ils utilisent l'énergie géothermique fournie par les évents et un processus appelé chimiosynthèse bactérienne pour se nourrir de composés soufrés. Avant cette découverte, les scientifiques pensaient que la vie sur terre ne pouvait exister sans photosynthèse, un processus qui nécessite la lumière du soleil. Certains scientifiques suggèrent que ce type d'environnement pourrait avoir été à l'origine de la vie sur Terre [74], et peut-être même de la vie extraterrestre ailleurs dans la galaxie, comme sur la lune de Jupiter Europa [75].

Les références


Limite de plaque divergente — Faille continentale

Les hautes altitudes (ombrage marron) et la topographie accidentée de la province du bassin et de l'aire de répartition et du Rio Grande Rift, qui se forment activement, sont visibles sur la carte en relief ombrée ci-dessous. Le Keweenwan Rift a des couches de roches sédimentaires et volcaniques similaires à celles trouvées dans les rifts actifs, mais sa topographie est modérée car elle s'est formée il y a plus d'un milliard d'années.

Carte en relief ombrée des États-Unis, mettant en évidence les terres du National Park Service dans les zones de rift continental modernes et anciennes. Les lettres sont des abréviations pour les noms des parcs révélés en cliquant sur les listes ci-dessous.

Modifié à partir de "Parks and Plates: The Geology of our National Parks, Monuments and Seashores", par Robert J. Lillie, New York, W. W. Norton and Company, 298 pages, 2005, www.amazon.com/dp/0134905172.

Rifts continentaux — Actifs

Bassin et Range [16 parcs]

  • CIRO—Réserve nationale City of Rocks, Idaho—[Geodiversity Atlas] [Park Home]
  • CRMO—Craters of the Moon National Monument, Idaho—[Geodiversity Atlas] [ParkHome]
  • DEVA—Parc national de la Vallée de la mort, Californie et Nevada—[Atlas de la géodiversité] [Accueil du parc]
  • DEPO—Monument national Devils Postpile, Californie—[Geodiversity Atlas] [ParkHome]
  • GOSO—Lieu historique national Golden Spike, Utah—[Geodiversity Atlas] [Park Home]
  • GRCA—Parc national du Grand Canyon, Arizona—[Atlas de la géodiversité] [Accueil du parc]
  • GRTE—Parc national de Grand Teton, Wyoming —[Geodiversity Atlas] [Park Home]
  • GRBA—Parc national du Grand Bassin, Nevada —[Geodiversity Atlas] [Park Home]
  • JOTR—Parc national Joshua Tree, Californie —[Atlas de la géodiversité] [Accueil du parc]
  • LAKE—Lake Mead National Recreation Area, Arizona & Nevada —[Geodiversity Atlas] [Park Home]
  • LABE—Lava Beds National Monument, Californie—[Geodiversity Atlas] [Park Home]
  • MOJA—Mojave National Preserve, Californie—[Geodiversity Atlas] [Park Home]
  • ORPI—Organ Pipe Cactus National Monument, Arizona —[Geodiversity Atlas] [Park Home]
  • SAGU—Parc national de Saguaro, Arizona —[Atlas de géodiversité] [Accueil du parc]
  • SUCR—Sunset Crater National Monument, Arizona—[Geodiversity Atlas] [Park Home]
  • TICA—Timpanogos Cave National Monument, Utah—[Geodiversity Atlas] [Park Home]

Rio Grand Rift [7 parcs]

  • BAND—Bandelier National Monument, Nouveau-Mexique—[Geodiversity Atlas] [Park Home]
  • CAVO—Capulin Volcano National Monument, Nouveau-Mexique—[Geodiversity Atlas] [Park Home]
  • CAVE—Parc national Carlsbad Caverns, Nouveau-Mexique—[Geodiversity Atlas] [Park Home]
  • GUMO—Parc national des montagnes de Guadalupe, Texas—[Atlas de géodiversité] [Accueil du parc]
  • PETR—Petroglyph National Monument, Nouveau-Mexique—[Geodiversity Atlas] [Park Home]
  • VALL—Réserve nationale de Valles Caldera, Nouveau-Mexique—[Geodiversity Atlas] [Park Home]
  • WHSA—White Sands National Monument, Nouveau-Mexique—[Geodiversity Atlas] [Park Home]

Rifts continentaux—Anciens

Keweenawan Rift [6 parcs]

  • APIS—Apostle Islands National Lakeshore, Wisconsin—[Geodiversity Atlas] [Park Home]
  • GRPO—Grand Portage National Monument, Minnesota—[Geodiversity Atlas] [Park Home]
  • ISRO—Parc national de l'Isle Royale, Michigan—[Atlas de la géodiversité] [Accueil du parc]
  • KEWE—Parc historique national de Keweenaw, Michigan [Atlas de la géodiversité] [Accueil du parc]
  • PIRO—Pictured Rocks National Lakeshore, Michigan—[Geodiversity Atlas] [Park Home]
  • SACR—Saint Croix National Scenic Riverway, Minnesota et Wisconsin—[Geodiversity Atlas] [Park Home]

Géosphère dynamique de la Terre : activité 2 sur la tectonique des plaques - Limites et interactions des plaques

Décrivez le cadre tectonique des plaques de votre état. Référez-vous à votre carte du monde et à la carte This Dynamic Planet.

Récemment, de nouvelles formes de vie ont été découvertes sur les dorsales médio-océaniques. Ils prospèrent en présence d'eau surchauffée et riche en minéraux. Cette vie ne dépend pas du Soleil pour l'énergie, mais plutôt de l'énergie et de la matière de l'intérieur de la Terre. Comment la vie a-t-elle évolué dans de tels environnements ?

    Il comprend des images et des informations sur les formes de vie dans les bouches hydrothermales des grands fonds.
  • Ce site contient plusieurs photos des étranges créatures qui habitent les confins du fond de l'océan.
  • Bonnes informations sur la vie en mer évents. (Voir Expédition 2).
  • Informations sur les fumeurs noirs et l'activité le long des dorsales médio-océaniques.

Éruptions des cascades au cours des 4000 dernières années, par l'USGS
Figure montrant les éruptions des volcans Cascade au cours des 4000 dernières années.

Observatoire du volcan Cascades, par l'USGS
Ce site Web se concentre sur les dangers, l'activité, l'histoire et la surveillance des volcans.

"Comprendre les mouvements des plaques" - de cette planète dynamique, USGS
Ce site passe en revue les types de limites de plaques et les bases des mouvements de plaques.

"Principaux types de limites de plaques" de This Dynamic Earth, USGS
Coupe d'artiste illustrant les principaux types de frontières de plaques.

Assiettes en mouvement - Musée américain d'histoire naturelle
Bref aperçu des types de mouvements de plaques. Comprend de bons dessins schématiques de chaque type.

Comprendre le mouvement des plaques - USGS
Explique la force motrice derrière la tectonique des plaques. Cliquez pour voir une animation de l'étalement des fonds marins.

« Limites de plaques convergentes » - USGS
Explique pourquoi les plaques sont subductées aux limites de plaques convergentes et ce qui leur arrive une fois subductées.

"Cascade Range Volcans and Volcanics" - USGS Cascades Volcano Observatory
Un exemple de limite de plaque océanique-continentale est la chaîne des Cascades dans l'ouest des États-Unis. Des volcans se forment le long de la côte américaine lorsque la plaque océanique Juan de Fuce plonge sous la plaque continentale nord-américaine. Ce site Web fournit un examen approfondi de l'histoire géologique des volcans Cascade.

Kick 'Em Jenny, Antilles
La collision de deux plaques océaniques peut créer des zones d'activité volcanique intense. En savoir plus sur les volcans formés de cette manière.


À une frontière convergente océan-océan, une marge de plaque constituée de croûte océanique et de manteau lithosphérique est subjugué, ou se déplace en dessous du bord de la plaque avec laquelle il entre en collision (figure 4.27). C'est souvent la plaque la plus ancienne et la plus froide qui est la plus dense et qui s'enfonce sous la plaque la plus jeune et la plus chaude. Des tranchées océaniques se forment généralement le long de ces limites.

Graphique 4.27 Configuration et processus d'une frontière convergente océan-océan Source : Steven Earle (2015) CC BY 4.0 voir la source

Au fur et à mesure que la croûte de subduction est chauffée et que la pression augmente, de l'eau est libérée de l'intérieur du matériau de subduction. Cette eau provient principalement de l'altération des minéraux pyroxène et olivine en serpentine près de la crête d'étalement peu après la formation de la roche. L'eau se mélange au manteau sus-jacent, ce qui abaisse le point de fusion des roches du manteau, provoquant la formation de magma. Ce processus est appelé fusion du flux ou alors fusion induite par les fluides.

Le magma nouvellement produit, qui est plus léger que les roches du manteau environnantes, s'élève à travers le manteau et parfois à travers la croûte océanique sus-jacente jusqu'au fond de l'océan où il crée une chaîne d'îles volcaniques appelée arc insulaire. Un arc insulaire mature se développe en une chaîne d'îles relativement grandes (comme le Japon ou l'Indonésie) à mesure que de plus en plus de matériaux volcaniques sont extrudés et que des roches sédimentaires s'accumulent autour des îles. Les plus gros séismes se produisent près de la surface où la plaque de subduction est encore froide et forte.

Des exemples de zones de convergence océan-océan sont la subduction de la plaque Pacifique au sud de l'Alaska (îles Aléoutiennes) et à l'ouest des Philippines, la subduction de la plaque indienne au sud de l'Indonésie et la subduction de la plaque Atlantique sous la plaque Caraïbes.


Frontières convergentes

Les frontières convergentes, où deux plaques se déplacent l'une vers l'autre, sont de trois types, selon le type de croûte présente de chaque côté de la frontière - océanique ou continentale. Les types sont océan-océan, océan-continent et continent-continent.

À une frontière convergente océan-océan, l'une des plaques (croûte océanique et manteau lithosphérique) est poussée ou subductée, sous l'autre. C'est souvent la plaque la plus ancienne et la plus froide qui est la plus dense et qui s'enfonce sous la plaque la plus jeune et la plus chaude. Il y a généralement une tranchée océanique le long de la frontière. La lithosphère subductée descend dans le manteau chaud à un angle relativement faible près de la zone de subduction, mais à des angles plus raides plus bas (jusqu'à environ 45°). Comme discuté dans le contexte du volcanisme lié à la subduction au chapitre 4, le volume important d'eau dans le matériau de subduction est libéré lorsque la croûte de subduction est chauffée. Cette eau est principalement dérivée de l'altération du pyroxène et de l'olivine en serpentine près de la crête qui s'étend peu après la formation de la roche. Il se mélange au manteau sus-jacent et l'ajout d'eau au manteau chaud abaisse le point de fusion de la croûte et conduit à la formation de magma (fusion de flux). Le magma, qui est plus léger que le matériau du manteau environnant, s'élève à travers le manteau et la croûte océanique sus-jacente jusqu'au fond de l'océan où il crée une chaîne d'îles volcaniques appelée arc insulaire. Un arc insulaire mature se développe en une chaîne d'îles relativement grandes (comme le Japon ou l'Indonésie) à mesure que de plus en plus de matériaux volcaniques sont extrudés et que des roches sédimentaires s'accumulent autour des îles.

Comme décrit ci-dessus dans le contexte des zones de Benioff (Figure 10.10), les séismes ont lieu près de la limite entre la croûte subductrice et la croûte recouvrante. Les plus gros séismes se produisent près de la surface où la plaque de subduction est encore froide et forte.

Figure 10.21 Configuration et processus d'une frontière convergente océan-océan [SE]

Des exemples de zones de convergence océan-océan sont la subduction de la plaque Pacifique au sud de l'Alaska (îles Aléoutiennes) et à l'ouest des Philippines, la subduction de la plaque Inde au sud de l'Indonésie et la subduction de la plaque Atlantique sous la plaque Caraïbes (Figure 10.21).

À une frontière convergente océan-continent, la plaque océanique est poussée sous la plaque continentale de la même manière qu'à une frontière océan-océan. Les sédiments qui se sont accumulés sur le glissement continental est poussé vers le haut dans un coin d'accrétion, et la compression conduit à un chevauchement à l'intérieur de la plaque continentale (Figure 10.22). Le magma mafique produit à côté de la zone de subduction s'élève jusqu'à la base de la croûte continentale et conduit à la fonte partielle de la roche crustale. Le magma résultant monte à travers la croûte, produisant une chaîne de montagnes avec de nombreux volcans.

Figure 10.22 Configuration et processus d'une frontière convergente océan-continent [SE]

Des exemples de frontières convergentes océan-continent sont la subduction de la plaque de Nazca sous l'Amérique du Sud (qui a créé la chaîne des Andes) et la subduction de la plaque Juan de Fuca sous l'Amérique du Nord (créant les montagnes Garibaldi, Baker, St. Helens, Rainier, Hood , et Shasta, collectivement connus sous le nom de chaîne des Cascades).

Une collision continent-continent se produit lorsqu'un continent ou une grande île qui a été déplacé avec la croûte océanique subductrice entre en collision avec un autre continent (Figure 10.23). Le matériau continental en collision ne sera pas subduit parce qu'il est trop léger (c'est-à-dire parce qu'il est composé en grande partie de roches continentales légères [SIAL]), mais la racine de la plaque océanique finira par se rompre et s'enfoncer dans le manteau. Il y a une énorme déformation des roches continentales préexistantes et la création de montagnes à partir de cette roche, à partir de tous les sédiments qui s'étaient accumulés le long des côtes (c'est-à-dire dans les géosynclinaux) des deux masses continentales, et généralement aussi de la croûte océanique et du manteau supérieur Matériel.

Figure 10.23 Configuration et processus d'une frontière convergente continent-continent [SE]

Des exemples de frontières convergentes continent-continent sont la collision de la plaque indienne avec la plaque eurasienne, créant les montagnes de l'Himalaya, et la collision de la plaque africaine avec la plaque eurasienne, créant la série de chaînes s'étendant des Alpes en Europe au Zagros Montagnes en Iran. Les montagnes Rocheuses en Colombie-Britannique et l'Alberta sont également le résultat de collisions continent-continent.

Des limites de transformation existent lorsqu'une plaque glisse devant une autre sans production ni destruction de matériau crustal. Comme expliqué ci-dessus, la plupart des failles transformantes relient des segments de dorsales médio-océaniques et sont donc des limites de plaques océan-océan (Figure 10.15). Certaines failles transformantes relient les parties continentales des plaques. Un exemple est la faille de San Andreas, qui relie l'extrémité sud de la dorsale Juan de Fuca à l'extrémité nord de la dorsale est du Pacifique (crête) dans le golfe de Californie (figures 10.24 et 10.25). La partie de la Californie à l'ouest de la faille de San Andreas et toute la Basse-Californie se trouvent sur la plaque du Pacifique. Les failles de transformation ne connectent pas seulement des frontières divergentes. Par exemple, la faille de la Reine-Charlotte relie l'extrémité nord de la crête Juan de Fuca, en commençant à l'extrémité nord de l'île de Vancouver, à la zone de subduction des Aléoutiennes.

Figure 10.24 La faille de San Andreas s'étend de l'extrémité nord de la dorsale est du Pacifique dans le golfe de Californie à l'extrémité sud de la dorsale Juan de Fuca. Toutes les lignes rouges sur cette carte sont des failles de transformation. [SE]

Figure 10.25 La faille de San Andreas à Parkfield en Californie centrale. La personne avec la chemise orange se tient sur la plaque du Pacifique et la personne de l'autre côté du pont se trouve sur la plaque nord-américaine. Le pont est conçu pour glisser sur sa fondation. [SE]

Exercice 10.4 Un type différent de défaut de transformation

Cette carte montre les plaques Juan de Fuca (JDF) et Explorer au large de la côte de l'île de Vancouver. Nous savons que la plaque JDF se déplace vers la plaque nord-américaine à environ 4 cm/an à 5 cm/an. Nous pensons que la plaque Explorer se déplace également vers l'est, mais nous ne connaissons pas la vitesse, et il est prouvé qu'elle est plus lente que la plaque JDF.

La limite entre les deux plaques est la faille de Nootka, qui est l'emplacement de fréquents séismes de petite à moyenne (jusqu'à la magnitude

5), comme représenté par les étoiles rouges. Expliquez pourquoi la faille de Nootka est une faille de transformation et montrez le relatif sens du mouvement le long de la faille avec deux petites flèches.

Comme décrit à l'origine par Wegener en 1915, les continents actuels faisaient autrefois tous partie d'un supercontinent, qu'il appelait Pangée (tout terrain). Des études plus récentes sur les appariements continentaux et les âges magnétiques des roches du fond océanique nous ont permis de reconstituer l'histoire de l'éclatement de la Pangée.

La Pangée a commencé à se séparer le long d'une ligne entre l'Afrique et l'Asie et entre l'Amérique du Nord et l'Amérique du Sud vers 200 Ma. Au cours de la même période, l'océan Atlantique commence à s'ouvrir entre l'Afrique du Nord et l'Amérique du Nord, et l'Inde se sépare de l'Antarctique. Entre 200 et 150 Ma, le rifting a commencé entre l'Amérique du Sud et l'Afrique et entre l'Amérique du Nord et l'Europe, et l'Inde s'est déplacée vers le nord vers l'Asie. En 80 Ma, l'Afrique s'était séparée de l'Amérique du Sud, la majeure partie de l'Europe s'était séparée de l'Amérique du Nord et l'Inde s'était séparée de l'Antarctique. En 50 Ma, l'Australie s'était séparée de l'Antarctique, et peu de temps après, l'Inde est entrée en collision avec l'Asie. Pour voir par vous-même le calendrier de ces processus, rendez-vous sur : http://barabus.tru.ca/geol1031/plates.html.

Au cours des derniers millions d'années, le rifting a eu lieu dans le golfe d'Aden et la mer Rouge, ainsi que dans le golfe de Californie. Un début de rifting a commencé le long de la vallée du Grand Rift en Afrique orientale, s'étendant de l'Éthiopie et de Djibouti sur le golfe d'Aden (mer Rouge) jusqu'au sud jusqu'au Malawi.

Au cours des 50 prochains millions d'années, il est probable qu'il y aura un développement complet du rift est-africain et la création de nouveaux fonds océaniques. L'Afrique finira par se séparer. Il y aura également un mouvement continu vers le nord de l'Australie et de l'Indonésie. La partie ouest de la Californie (y compris Los Angeles et une partie de San Francisco) se séparera du reste de l'Amérique du Nord et finira par naviguer juste à côté de la côte ouest de l'île de Vancouver, en route vers l'Alaska. Parce que la croûte océanique formée en s'étendant sur la dorsale médio-atlantique n'est pas actuellement subductée (sauf dans les Caraïbes), l'océan Atlantique s'agrandit lentement et l'océan Pacifique se rétrécit. Si cela continue sans changer pendant encore quelques centaines de millions d'années, nous reviendrons à notre point de départ, avec un seul supercontinent.

La Pangée, qui existait d'environ 350 à 200 Ma, n'était pas le premier supercontinent. Il a été précédé par Pannotia (600 à 540 Ma), par Rodinia (1 100 à 750 Ma), et par d'autres avant cela.

En 1966, Tuzo Wilson a proposé qu'il y ait eu une série continue de cycles de rifting continental et de collision, c'est-à-dire la rupture des supercontinents, la dérive, la collision et la formation d'autres supercontinents. À l'heure actuelle, l'Amérique du Nord et du Sud, l'Europe et l'Afrique se déplacent avec leurs portions respectives de l'océan Atlantique. Les marges orientales de l'Amérique du Nord et du Sud et les marges occidentales de l'Europe et de l'Afrique sont appelées marges passives car il n'y a pas de subduction le long d'eux.

Cependant, cette situation peut ne pas durer trop longtemps. Au fur et à mesure que le fond de l'océan Atlantique est alourdi autour de ses marges par une grande épaisseur de sédiments continentaux (c'est-à-dire des géosynclinaux), il sera poussé de plus en plus loin dans le manteau, et la lithosphère océanique pourrait éventuellement se séparer de la lithosphère continentale (Figure 10.26) . Une zone de subduction se développera et la plaque océanique commencera à descendre sous le continent. Dès lors, les continents ne continueront plus à s'écarter car l'étalement au niveau de la dorsale médio-atlantique sera repris par subduction. Si la propagation le long de la dorsale médio-atlantique continue d'être plus lente que la propagation dans l'océan Pacifique, l'océan Atlantique commencera à se fermer et éventuellement (dans 100 millions d'années ou plus) l'Amérique du Nord et du Sud entreront en collision avec l'Europe et l'Afrique.

Figure 10.26 Développement d'une zone de subduction à une marge passive. Les temps A, B et C sont séparés par des dizaines de millions d'années. Une fois que la croûte océanique se brisera et commencera à subduire la croûte continentale (l'Amérique du Nord dans ce cas) ne sera plus poussée vers l'ouest et commencera probablement à se déplacer vers l'est parce que le taux de propagation dans le bassin du Pacifique est plus rapide que dans le bassin du Pacifique. bassin atlantique. [SE]

Il existe des preuves solides autour des marges de l'océan Atlantique que ce processus a déjà eu lieu. Les racines d'anciennes ceintures de montagnes, qui sont présentes le long de la marge orientale de l'Amérique du Nord, de la marge occidentale de l'Europe et de la marge nord-ouest de l'Afrique, montrent que ces masses continentales se sont autrefois heurtées pour former une chaîne de montagnes, peut-être aussi grande comme l'Himalaya. La ligne de collision apparente passe entre la Norvège et la Suède, entre l'Écosse et l'Angleterre, à travers l'Irlande, à travers Terre-Neuve et les Maritimes, à travers les États du nord-est et de l'est et à travers l'extrémité nord de la Floride. Lorsque le rifting de la Pangée a commencé à environ 200 Ma, la fissuration était le long d'une ligne différente de la ligne de la collision précédente. C'est pourquoi certaines des chaînes de montagnes formées lors de la collision précédente peuvent être retracées de l'Europe à l'Amérique du Nord et de l'Europe à l'Afrique.

Que la faille de l'océan Atlantique se soit produite à peu près au même endroit au cours de deux événements distincts à plusieurs centaines de millions d'années d'intervalle n'est probablement pas une coïncidence. La série de points chauds qui a été identifiée dans l'océan Atlantique peut également exister depuis plusieurs centaines de millions d'années, et peut donc avoir contribué au rifting à peu près au même endroit à au moins deux reprises (figure 10.27).

Figure 10.27 Un scénario pour le cycle de Wilson. Le cycle commence par un rifting continental au-dessus d'une série de panaches du manteau (A). Les continents se séparent (B), puis re-convergent quelque temps plus tard, formant une chaîne de montagnes plissée. Finalement, le rift se répète, peut-être à cause du même ensemble de panaches du manteau (D), mais cette fois le rift est à un endroit différent. [SE]

Exercice 10.5 Aller à Kmaintenant les plaques et leurs limites

Cette carte montre les limites entre les plaques principales. Sans vous référer à la carte des plaques de la figure 10.16, ou à toute autre ressource, écrivez les noms d'autant de plaques que possible. Commencez par les grandes assiettes, puis travaillez sur les plus petites. Ne vous inquiétez pas si vous ne pouvez pas tous les nommer.

Une fois que vous avez nommé la plupart des plaques, dessinez des flèches pour montrer les mouvements généraux des plaques. Enfin, à l'aide d'un surligneur ou d'un crayon de couleur, étiquetez autant de limites que possible comme divergentes, convergentes ou transformées. [carte par SE]


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