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2.2 : Tectonique des plaques - Géosciences

2.2 : Tectonique des plaques - Géosciences


«Les mouvements des plaques ont construit la topographie qui a induit le temps qui a provoqué l'incendie qui a préparé la topographie pour les coulées de débris rocheux qui détruisent la ville. Les mouvements des plaques sont bénins, fatals, éternels, causaux, bénéfiques, ruineux, continus et inévitables.

John McPhee, 1994, New yorkais
après le tremblement de terre de Northridge

1. La croûte terrestre : pas très bien conçue

En tant que structure d'ingénierie, la croûte terrestre n'est pas conforme au code. De temps en temps, ses problèmes de conception le font échouer, et le résultat est un tremblement de terre.

La principale cause de la faiblesse de la croûte est la chaleur géothermique. Les isotopes des éléments radioactifs de la Terre se désintègrent en d'autres isotopes, produisant de la chaleur qui est piégée sous la surface. En raison de cette chaleur piégée, la croûte se réchauffe avec une profondeur croissante, comme le sait quiconque est déjà descendu dans une mine profonde. La chaleur géothermique réchauffe la ville de Klamath Falls, dans l'Oregon, chauffe les sources chaudes du nord-ouest du Pacifique et, à de rares occasions, provoque l'éruption de grands volcans comme le mont. Saint-Hélène.

Tout comme le fer devient malléable dans un haut fourneau ou le verre de silice chaud devient suffisamment mou pour qu'un souffleur de verre produise de beaux bols, la roche s'affaiblit, comme la tire d'eau salée, lorsque la température devient suffisamment élevée (Figure 2-1). On dit que la roche molle et faible dans ces conditions est ductile. À des températures plus basses, la roche est fragile, c'est-à-dire qu'il se déforme par éclatement, accompagné de tremblements de terre.

L'augmentation de la température a tendance à affaiblir la roche, mais, d'autre part, l'augmentation pression tend à renforcer il. Avec l'augmentation de la profondeur, la roche est soumise à des conditions qui fonctionnent dans des directions opposées. L'effet de renforcement de l'augmentation de la pression domine à basse température dans un rayon de dix à vingt milles de la surface de la Terre, tandis que l'effet d'affaiblissement d'une température plus élevée se produit assez brusquement à plus grande profondeur, selon le type de roche. La résistance de la roche augmente donc progressivement avec l'augmentation de la profondeur, et la roche la plus solide se trouve juste au-dessus de la profondeur où l'affaiblissement de la température prend le dessus (Figure 2-1), une profondeur appelée la transition fragile-ductile.

Pensez à un pont avec une couche d'asphalte et de béton recouvrant une charpente en acier solide. Si le pont s'effondre, ce sera à cause de la défaillance de la charpente en acier, et non des couches plus faibles de béton ou d'asphalte sur le dessus. Il en est ainsi de la croûte terrestre. La croûte se rompt lorsque sa couche la plus résistante se brise, juste au-dessus de la transition cassante-ductile où la température commence à affaiblir ses minéraux. Les tremblements de terre ont tendance à provenir de cette couche la plus résistante. Lorsque cette couche s'effondre, les roches moins profondes et plus profondes s'effondrent également.

Figure 2-1. Force de la lithosphère continentale (croûte et manteau supérieur, en haut à droite) par rapport à la lithosphère océanique (en haut à gauche). Au fur et à mesure que les roches sont enfouies, elles deviennent plus chaudes en raison du gradient géothermique de la Terre. Ils deviennent également plus forts, jusqu'à un point où la température prend le dessus, et ils s'affaiblissent brusquement, à un niveau appelé transition cassante-ductile. La discontinuité de Mohorovičić (Moho en abrégé) marque la frontière entre la croûte, constituée de granit et de basalte, et le manteau, constitué de péridotite. La température ramollit le granite à une profondeur beaucoup plus faible que la péridotite, de sorte que la croûte continentale inférieure est une couche molle et spongieuse entre la croûte supérieure cassante et le manteau supérieur cassant. Les tremblements de terre sont limités aux couches fragiles de la croûte continentale, et ils ont tendance à se nucléer là où la croûte est la plus solide, juste au-dessus de la transition cassante-ductile vers la croûte inférieure molle et plastique en dessous. Pour la lithosphère océanique, le Moho est si peu profond qu'il n'y a pas de couche molle. La lithosphère dure constitue les plaques tectoniques. La base de la lithosphère est l'endroit où la péridotite du manteau devient molle à haute température. La substance molle en dessous est l'asthénosphère. De Yeats et al. (1997), avec l'autorisation

2. Continents et bassins océaniques

Contrairement aux autres planètes intérieures, la surface de la Terre est à deux niveaux prédominants, l'un en moyenne à 2 750 pieds (840 m) au-dessus du niveau de la mer, constituant les continents, où nous vivons tous, et l'autre en moyenne à 12 100 pieds (3 700 m) au-dessous niveau de la mer, constituant les bassins océaniques (Figure 2-2). Si vous pouviez regarder la Terre avec l'eau retirée, les continents, ainsi que leurs plateaux continentaux submergés, apparaîtraient comme de gigantesques plateaux, avec des pentes abruptes jusqu'aux bassins océaniques ci-dessous (Figure 2-3a, b, 2-4 ). Une fois l'eau de mer retirée, la terre ferme du continent nord-américain apparaîtrait comme un haut plateau par rapport au fond marin.

La figure 2-3a montre la Terre avec l'eau enlevée. Les continents sont de grands plateaux au-dessus du niveau de la mer, et les bassins océaniques, en bleu, montrent centres d'épandage océaniques en bleu très clair et tranchées, marquant les zones de subduction, en bleu très foncé. La figure 3b montre la Terre divisée en plaques tectoniques, avec des zones de subduction marquées par des lignes noires épaisses et centres d'épandage océanique par des lignes plus étroites. Les grands tremblements de terre sont représentés par des points rouges. Remarquez la ceinture de feu du Pacifique. La figure 2-4 montre la plaque de Gorda avec l'eau retirée, avec des lignes étroites marquant la position actuelle et ancienne du centre d'épandage de Gorda. La majeure partie de l'énergie sismique est libérée le long de ces limites de plaques, bien que les centres de propagation soient également marqués par des tremblements de terre (Figure 2-5).

Figure 2-2. Coupe transversale de la croûte océanique (à gauche) et de la croûte continentale (au centre et à droite). Le continent est composé de roches granitiques plus légères, plus épaisses et plus flottantes que la croûte océanique, qui repose sur des roches basaltiques plus lourdes. La croûte continentale et océanique recouvre le manteau, composé de péridotite. Le haut du manteau est le Moho. Le continent se dresse haut par rapport au bassin océanique, et pour qu'il soit en équilibre, il repose sur une racine profonde de croûte plus légère. Les chaînes de montagnes se dressent au-dessus du continent et reposent sur des racines encore plus profondes. (1997), avec l'autorisation

Imaginez-vous voler vers le nord le long de la côte nord de la Californie avec toute l'eau de mer retirée (Figure 2-4). Vous regarderiez vers l'ouest depuis l'Oregon et la chaîne côtière du nord de la Californie jusqu'à un plateau continental étroit, qui, en effet, était une terre sèche au plus fort des âges glaciaires lorsque le niveau de la mer était de près de quatre cents pieds plus bas qu'il ne l'est aujourd'hui. Au-delà, la terre descend sur des milliers de pieds jusqu'au fond océanique actuel, qui fait partie de la plaque Gorda (Figure 2-6). Au nord du fleuve Columbia, la pente profonde au large de la côte de Washington est coupée par une série de canyons sinueux rivalisant en taille avec le Grand Canyon. Le détroit de Juan de Fuca est une large vallée séparant la péninsule olympique de l'île de Vancouver, elle-même reliée au continent par une série d'îles. Puget Sound est une autre vallée, semblable à la vallée de Willamette. Mais c'est la pente abrupte entre le plateau continental et le fond océanique profond qui domine la scène. C'est comme si les habitants de la côte Pacifique étaient au Tibet, regardant les plaines de l'Inde bien en dessous (figures 2-3a, 2-4).

La raison de ces différents niveaux est que les continents et les bassins océaniques sont constitués de différents types de roches. Les roches continentales sont riches en minéraux de couleur claire, quartz et feldspath, qui se combinent pour constituer le principal type de roche du continent, qui est granit (Illustration 2-2). Vous pouvez trouver de bonnes expositions de roches granitiques de couleur claire dans les montagnes côtières de la Colombie-Britannique, les North Cascades de Washington, y compris la zone sauvage des lacs alpins à l'est de Seattle, les montagnes Wallowa de l'Oregon et la Sierra Nevada de Californie (que John Muir, en raison de leur couleur claire, appelés « les montagnes de lumière »).

En revanche, la roche du bassin océanique est majoritairement basalte, qui contient le feldspath minéral de couleur claire mais qui est brun foncé à noir, car sa couleur est dominée par des minéraux foncés comme le pyroxène et la magnétite. Les montagnes du côté est de la péninsule olympique, visibles depuis Seattle par temps clair, sont composées de basalte, dont la majeure partie s'est déposée sur un ancien fond océanique il y a environ cinquante-cinq millions d'années. Les coulées de lave basaltique caractérisent également le plateau Columbia et la gorge Columbia, bien que ces roches se soient formées sur le continent et non dans un bassin océanique. Les roches basaltiques sont communes sur d'autres planètes, alors que les roches granitiques continentales ne le sont pas.

Un troisième type de roche appelé péridotite sous-tend à la fois les continents et les bassins océaniques, et celui-ci est composé de minéraux denses tels que le pyroxène et l'olivine. Cette roche sombre n'a pas de feldspath et est donc plus lourde que le basalte ou le granit. La péridotite est également cassante et solide à des températures beaucoup plus élevées que le basalte ou le granit, un fait qui deviendra significatif lorsque nous considérerons au chapitre 5 l'environnement des tremblements de terre profonds sous la région de Puget Sound.

La péridotite ne se forme pas naturellement à la surface de la Terre. On ne le trouve à la surface que dans des circonstances spéciales où de grandes forces tectoniques l'ont mis en évidence. En remontant à la surface, il absorbe de l'eau et la roche verte striée qui en résulte s'appelle serpentin, qui a été désigné rocher d'État de Californie. La serpentine et la péridotite se trouvent à divers endroits dans les North Cascades de Washington, les Blue Mountains de l'Oregon et les Klamath Mountains de l'Oregon et du nord de la Californie. De loin, le terrain recouvert de péridotite ou de serpentine peut apparaître d'un brun rougeâtre altéré, et il ne supporte pas autant de végétation que d'autres types de roche. La chaîne des Twin Sisters à l'est de Bellingham, dans l'État de Washington, est presque entièrement constituée d'olivine, l'un des minéraux de la péridotite, et des montagnes au sud et à l'ouest du mont. Stuart, dans les North Cascades au nord d'Ellensburg, Washington, sont constitués de péridotite.

Au cours des quatre milliards et demi d'années de l'histoire de la Terre, des courants de convection balayant à des vitesses extrêmement lentes à l'intérieur de la Terre ont entraîné l'accumulation progressive de granit et de basalte près de la surface, un peu comme de l'écume flottant au sommet d'un grand pot de soupe bouillante. Le granit et le basalte flottent sur le dessus car ils sont de densité inférieure à celle de la péridotite.

Le basalte et le granit composent le croûte, et la péridotite lourde sous-jacente constitue le manteau, qui s'étend jusqu'au sommet du noyau externe en fusion de la Terre à une profondeur de 2 900 kilomètres. La limite entre la croûte et le manteau est appelée la Moho (Figures 2-1 et 2-2), raccourci pour le nom du sismologue croate, Andrija Mohorovičić, qui l'a découvert en 1909. Le Moho sous les continents est généralement à des profondeurs de 20 à 40 miles (35 à 70 kilomètres), le plus profond sous les chaînes de montagnes, tandis que le Moho sous les bassins océaniques peut ne pas être à plus de 6 miles sous le fond marin.

Les continents, constitués de granit, qui a une densité relativement faible, se dressent plus haut que les bassins océaniques sous-jacents de basalte et de péridotite pour la même raison que les icebergs flottent sur l'océan, ou les glaçons flottent dans un verre de thé glacé. Et si vous regardez les glaçons dans votre thé, vous verrez qu'il y a beaucoup de glace sous la surface du thé. Cette glace de densité inférieure sous la surface équilibre et soutient la glace qui se dresse au-dessus de l'eau. Pour la même raison, la croûte granitique des continents s'étend à des profondeurs de la Terre bien supérieures à la croûte basaltique des bassins océaniques (Figure 2-2). La croûte basaltique sous les bassins océaniques est relativement mince et sa relation avec le manteau ressemble davantage à l'eau qui gèle à la surface d'un étang.

Mais comment pouvons-nous utiliser la glace et l'eau comme comparaison avec la roche solide ? L'eau est un liquide, et la croûte et le manteau sont des solides.

Cette comparaison est valable pour deux raisons. Premièrement, la roche à grande profondeur est faible car elle est soumise aux températures des hauts fourneaux sous la transition cassante-ductile. Deuxièmement, les processus tectoniques qui font s'élever les continents au-dessus des bassins océaniques sont extrêmement lents. Nous savons d'expériences que si la température est suffisamment élevée, la roche peut s'écouler sous forme solide, bien qu'elle le fasse très lentement, quelques fractions de pouce par an. Ce procédé, bien connu en métallurgie, est appelé fluage à chaud.

Nous avons vu que les tremblements de terre se produisent dans la croûte supérieure fragile, mais pas dans la croûte inférieure chaude et plastique qui est trop faible pour stocker l'énergie de déformation qui pourrait être libérée sous forme de tremblements de terre. La raison en est l'abondance dans la croûte des minéraux de couleur claire quartz et feldspath, des minéraux qui deviennent mous et faibles à une température relativement basse, environ 575˚ F. Pour cette raison, la croûte supérieure sous les continents est forte, mais la croûte inférieure est molle et faible. La croûte océanique, par contre, est si mince (Figure 2-2) que tous de celui-ci est fort, et est donc le manteau supérieur. La péridotite, la roche du manteau, est composée d'olivine et de pyroxène, des minéraux qui sont encore très forts à des températures qui prévalent en dessous du Moho, jusqu'à 1 400-1 500 ˚F. Ces températures sont atteintes à des profondeurs pouvant atteindre cent kilomètres.

La partie de la Terre extérieure qui est fragile et forte s'appelle la lithosphère, et la partie faible ci-dessous est appelée la asthénosphère. Sous les bassins océaniques, la lithosphère comprend la croûte mince et une partie du manteau supérieur. Sous les continents, la croûte supérieure est cassante, mais pas la croûte inférieure. Sous le Moho, le manteau supérieur peut également être cassant et former la couche la plus basse de la lithosphère continentale. Ainsi, la croûte continentale peut être comparée à du beurre de cacahuète entre deux crackers ; les deux craquelins sont croquants (cassants), mais le beurre d'arachide est mou (croûte inférieure ductile). Pour la lithosphère océanique, vous n'avez pas de beurre de cacahuète et le craquelin croustillant est beaucoup plus épais.

L'écoulement de la roche solide dans l'asthénosphère produit une contrainte dans la forte lithosphère. C'est la réponse de la lithosphère à cette contrainte qui provoque les tremblements de terre. Tous les tremblements de terre se produisent dans la lithosphère, y compris les plaques de lithosphère océanique qui ont été poussées vers le bas à des centaines de kilomètres dans l'asthénosphère.

3. La danse des assiettes :Nous connaissons le rythme, mais pas la mélodie

La cause dominante de l'activité tectonique qui se déroule à la surface de la Terre est l'écoulement extrêmement lent de la roche dans le manteau qui est solide mais ductile. Cela nous amène maintenant à discuter de tectonique des plaques.

Nous n'aurions aucun problème de tremblement de terre si la lithosphère, épaisse de 100 km, encerclait complètement la Terre sans interruption, comme c'est le cas sur les autres planètes intérieures. Malheureusement, l'épaisseur de 60 milles de la lithosphère sur le «troisième rocher du soleil» n'est pas suffisante pour résister aux contraintes provenant des courants lents et agités de l'asthénosphère ci-dessous. La lithosphère est décomposée en gigantesques tectoniqueassiettes (Figure 2-3a, 2-3b, 2-4) qui se frottent les uns contre les autres, produisant des tremblements de terre et des éruptions volcaniques dans le processus. La plupart de ces plaques sont de taille continentale. Le nord-ouest du Pacifique fait partie de la plaque nord-américaine, qui s'étend à travers les États-Unis et le Canada jusqu'au milieu de l'océan Atlantique (Fig. 2-3b). La majeure partie de l'océan Pacifique repose sur la plaque Pacifique, la plus grande du monde, qui s'étend jusqu'à l'Alaska, le Japon et la Nouvelle-Zélande (figure 2-3b). D'autres plaques sont plus petites, comme la plaque Juan de Fuca au large de la côte nord-ouest du Pacifique, qui est un peu plus petite que Washington et l'Oregon pris ensemble (Fig. 2-4b).

Figure 2-3a. Carte du monde avec les océans supprimés. Fond de l'océan dans les tons de bleu ; les bandes les plus claires montrent les centres d'étalement océaniques (dorsale médio-atlantique, dorsale est du Pacifique) et les bandes très sombres montrent les tranchées, les limites des zones de subduction. La bande claire à l'extrémité ouest de l'Amérique du Nord localise le talus continental, à la base duquel se trouve la zone de subduction de Cascadia.

Figure 2-3b. La surface de la Terre divisée en plaques tectoniques. Limites les plus épaisses : zones de subduction ; lignes plus fines : centres étalés. Les points rouges localisent les volcans actifs, les plus grands adjacents aux zones de subduction. Notez l'emplacement du Ring of Fire, dont Cascadia (rectangle ouvert) fait partie.

Courant au centre du fond de l'océan Atlantique, comme la couture d'une balle de baseball, la dorsale médio-atlantique (figures 2-3a, b) est formée par la remontée de matière chaude de l'asthénosphère, qui a brisé le supercontinent granitique de la Pangée, commençant il y a environ cent quatre-vingts millions d'années. L'Amérique du Nord et du Sud, des fragments de Pangée, ont quitté l'Afrique et l'Eurasie comme de grandes banquises granitiques dans une mer basaltique, et le basalte profond de l'océan Atlantique a commencé à se développer dans le fossé qui s'élargit entre les continents. Le bassin de l'océan Atlantique continue de s'élargir à un rythme légèrement inférieur à un pouce par an. La dorsale médio-atlantique est une dorsale (bleu plus clair, figure 2-3a) car la lithosphère océanique nouvellement formée est plus chaude et donc plus légère et plus flottante que la lithosphère océanique plus ancienne plus proche des continents. Il y a des sources chaudes le long de la crête, appelées fumeurs noirs (découvert pour la première fois par des scientifiques marins de l'OSU), et de nouvelles coulées de lave basaltique éclatent au fond de l'océan au niveau de la crête. Tout le fond océanique de l'Atlantique a été créé sous forme de lave basaltique au cours des cent quatre-vingts millions d'années.

Figure 2-4. Une image sonar de Gorda Plate, dans laquelle les lignes représentent les anciennes positions du centre d'épandage de Gorda Ridge, dont l'emplacement actuel est en bas à gauche. Au fond, la crête est-ouest est la zone de fracture de Mendocino (FZ) entre les plaques Gorda et Pacifique. En haut à gauche se trouve la zone de fracture Blanco. La zone de subduction de Cascadia est à l'extrême droite, entre la plaque Gorda et la plaque nord-américaine. Les cercles (ballons de plage) représentent les solutions de plan de faille, décrites au chapitre 3 ; voir la figure 3-19. B. Carte de la tectonique des plaques de Cascadia. C. Les points localisent les microséismes mesurés par les sismographes et les réseaux d'hydrophones.

Il existe également une dorsale dans l'océan Pacifique appelée East Pacific Rise, mais cette dorsale n'est pas au centre de l'océan, comme la dorsale médio-atlantique. Au lieu de cela, il se trouve vers la marge orientale du Pacifique (Figures 2-3a, b). Mais son origine est la même : la croûte océanique remonte à la surface et se solidifie à l'Est du Pacifique, puis elle s'éloigne vers l'Est et l'Ouest. Cette partie se déplaçant vers l'ouest devient une partie de la grande plaque du Pacifique. Cette partie se déplaçant vers l'est devient une partie de plusieurs plaques plus petites au large des côtes ouest de l'Amérique du Nord et du Sud, y compris la plaque Juan de Fuca au large du nord-ouest du Pacifique (Figure 2-4b, 2-6) et la plaque Cocos au large du Mexique et Amérique centrale (Figure 2-3b). Ces plaques roulent contre et sous les continents américains.

Mais si une nouvelle croûte est en cours de fabrication, alors l'ancienne croûte doit être détruite au même rythme ailleurs, car la Terre est restée de la même taille au fil du temps. La destruction de la croûte a lieu à zones de subduction, où la lithosphère océanique s'enfonce dans l'asthénosphère. La plupart des zones de subduction se trouvent sur les bords de l'océan Pacifique, ce qui conduit au nom Anneau de feu du Pacifique (Figure 2-3b) en raison de l'abondance de volcans actifs et de tremblements de terre, y compris les plus grands tremblements de terre connus sur Terre. Les plus grandes profondeurs des océans, près de sept milles, se trouvent dans les fosses profondes du Pacifique occidental (Figure 2-4, 2-5), où la lithosphère océanique est subductée sous les Philippines et sous les îles Mariannes et l'île de Guam. Les volcans sont entrés en éruption à travers la lithosphère de la plaque sur le dessus.

L'une de ces zones de subduction, la Zone de subduction de Cascadia, se trouve au large du nord-ouest du Pacifique, y compris le nord de la Californie, où les plaques Juan de Fuca, Gorda et Explorer sont enfoncées sous le continent nord-américain (figures 2-4, 2-5, 2-6). le mont. Boulanger, mont. Rainier, mont. Helens, mont. Hood, mont. Shasta et le mont. Lassen sont des produits de la subduction des plaques Juan de Fuca et Gorda. La zone de subduction de Cascadia est discutée plus en détail au chapitre 4.

À certaines limites de plaques, la lithosphère n'est ni créée au niveau d'une dorsale médio-océanique ni détruite au niveau d'une zone de subduction. Au lieu de cela, deux plaques craquent et se frottent l'une contre l'autre, produisant des tremblements de terre dans le processus. Ces limites sont appelées transformer les défauts, et au fond de l'océan, ils sont appelés zones de fracture. La faille transformante la plus connue sur Terre est la faille de San Andreas en Californie (coin inférieur droit de la figure 2-4b, figure 2-6), où les plaques du Pacifique et de l'Amérique du Nord se chevauchent. Au large du nord-ouest du Pacifique, une partie de la limite entre les plaques Juan de Fuca-Gorda et Pacifique est la zone de fracture Blanco, séparant les crêtes Gorda et Juan de Fuca (Figures 2-4c, 2-6, 2-7). La faille de San Andreas et la zone de fracture de Blanco sont toutes deux des sources majeures de tremblements de terre.

Les scientifiques sont capables de déterminer les vitesses auxquelles les plaques se déplacent les unes par rapport aux autres. Cela se fait en observant les changements du champ magnétique terrestre préservé dans la croûte océanique (Figure 2-6) et en forant des carottes dans le fond des grands fonds pour déterminer l'âge des sédiments les plus anciens recouvrant la croûte basaltique dans diverses parties des océans. . Au cours des dernières années, ces taux ont été confirmés par des mesures directes utilisant des satellites spatiaux via le système de positionnement global (GPS) et par le mouvement relatif des radiotélescopes par rapport aux signaux des quasars provenant de l'espace le plus éloigné (discuté plus en détail au chapitre 3). Toutes nos informations sur le mouvement relatif des plaques peuvent être introduites dans un modèle informatique qui nous indique le mouvement d'une plaque donnée par rapport à une autre. Nous pouvons même prédire avec une certaine confiance la configuration des plaques de la Terre dans des millions d'années, ce qui nous permet de prévoir que la Californie côtière, y compris Los Angeles, se déplace lentement mais inexorablement vers l'Alaska (vidéo, Fig. 2-8).

Cependant, nous n'avons aucune théorie sous-jacente qui explique Pourquoi les assiettes bougent comme elles le font, ce qui conduit à notre description de la danse des assiettes : nous connaissons le rythme, mais nous ne connaissons pas la mélodie.

Figure 2-5. Carte mondiale de la sismicité, montrant des tremblements de terre plus importants. La plupart (mais pas tous) les tremblements de terre suivent les limites des plaques. Les couleurs adjacentes aux zones de subduction montrent les profondeurs focales des tremblements de terre : vert pour des profondeurs de 70 à 300 kilomètres, rouge pour des tremblements de terre plus profonds jusqu'à 700 km. Aucune couleur n'indique des tremblements de terre moins profonds que 70 km.

Près de la petite colonie de Petrolia dans le nord de la Californie, les plaques du Pacifique, de l'Amérique du Nord et de Gorda se réunissent dans un endroit sismiquement actif appelé le Mendocino Triple Jonction (Fig. 2-7). Au nord de la triple jonction, la plaque Gorda s'enfonce sous le continent nord-américain (figures 2-4 et 2-8). Au sud-est de la jonction, l'Amérique du Nord glisse vers le sud-est contre la plaque Pacifique le long de la faille transformante de San Andreas. À l'ouest de la jonction, la plaque Pacifique glisse vers l'ouest contre la plaque Gorda le long d'une faille transformante océanique appelée zone de fracture de Mendocino (figures 2-4, 2-6 et 2-7). Nous connaissons les rythmes auxquels ces processus se déroulent et nous pouvons donc reconstituer l'histoire de la tectonique des plaques de l'ouest de l'Amérique du Nord depuis les trente derniers millions d'années.

4. Une brève histoire de trente millions d'années de l'ouest de l'Amérique du Nord

À l'aide de modèles informatiques sophistiqués, il est assez simple d'établir l'histoire de la tectonique des plaques de la Terre sur des centaines de millions d'années. Ceci est illustré en cinq étapes dans la Figure 2-7, basée sur une vidéo protégée par le droit d'auteur créée par le professeur Tanya Atwater de l'Université de Californie à Santa Barbara par le biais de son Centre de visualisation multimédia éducative et montrée ici comme Figure 2-8. Pour une explication plus approfondie, voir Atwater (1989).

À quoi ressemblait le nord-ouest du Pacifique il y a trente millions d'années ?

Figure 2-6a. Tectonique des plaques du nord-ouest du Pacifique. La croûte océanique se forme au niveau de la dorsale Juan de Fuca et de la dorsale Gorda et d'une dorsale à l'ouest de la plaque Explorer (lignes doubles), ajoutant à la taille de la plaque Pacifique à l'ouest et des plaques Gorda, Juan de Fuca et Explorer à la est. Les plaques à l'est du centre d'étalement sont portées sous l'Amérique du Nord dans la zone de subduction de Cascadia (voir la figure 2-5) au front de déformation. Sous le continent, ils donnent naissance aux volcans Cascade (triangles ombrés). Les cercles ombrés localisent les tremblements de terre plus importants (voir aussi l'annexe A). Les tremblements de terre en mer sur la zone de fracture Blanco et dans et autour de la plaque Explorer ne sont pas illustrés. SAF, faille de San Andreas. Modifié à partir de l'USGS.

Figure 2-6b. Carte de magnétisation de Cascadia. Les bandes colorées montrent la croûte océanique de polarité normale (l'aiguille magnétique pointe vers le nord) et les bandes incolores montrent la croûte de polarité inversée (l'aiguille pointe vers le sud. Parce que nous connaissons l'âge des limites des bandes en datant les roches volcaniques et l'âge des sédiments recouvrant directement la croûte océanique , nous pouvons déterminer le taux de séparation des crêtes Juan de Fuca et Gorda. Comparez cette image avec la figure 2-4, qui montre la topographie de la plaque Gorda.

À cette époque, la croûte océanique à l'ouest de l'Amérique du Nord faisait partie de la plaque Farallon, et non de la plaque Pacifique (Figure 2-7, 2-8), et la plaque Farallon était subductée sous l'Amérique du Nord. La plaque Farallon et la plaque Pacifique étaient séparées par l'Est du Pacifique, qui fait partie du système montagneux entourant le monde qui marque l'endroit où la nouvelle croûte océanique se forme (Figure 2-3) et s'étend, et par la faille transformante de Mendocino, qui à ce moment-là le temps était à l'ouest de ce qui allait devenir plus tard Los Angeles (Figures 2-7, 2-8). La péninsule de Basse-Californie faisait partie du continent mexicain, sans golfe de Californie entre les deux.

Figure 2-7. À 30 m.a., la plaque océanique de Farallon subductait sous la plaque nord-américaine. La double ligne marque l'Est du Pacifique, où les plaques Pacifique et Farallon se séparaient par l'étalement du fond marin. La ligne unique à gauche marque la faille de transformation de Mendocino (MTF), qui se trouvait à l'époque à l'ouest du futur emplacement de Los Angeles (LA). La plaque du Pacifique se déplaçait vers le nord-ouest en même temps que l'Amérique du Nord était poussée vers l'ouest par le fond marin qui s'étendait sur la dorsale médio-atlantique. Vers 20 m.a., les plaques du Pacifique et de l'Amérique du Nord s'étaient rencontrées au niveau d'une faille transformante à la base du talus continental. Cette faille transformante s'est élargie avec le temps (10 m.a., 5 m.a.) alors que de plus en plus de la plaque Pacifique est entrée en contact avec l'Amérique du Nord. (La faille de la Reine-Charlotte, au large de la Colombie-Britannique et du sud-est de l'Alaska, est un exemple moderne de faille transformante à la base du talus continental; voir la figure 2-3.) La faille transformante de Mendocino s'est déplacée vers le nord par rapport à la Californie. Entre 5 m.a. et aujourd'hui, la faille transformante à la base du talus continental s'est déplacée vers l'intérieur des terres, coupant la Basse-Californie et une partie de l'Alta-Californie dans le cadre de la plaque Pacifique. Depuis lors, cette tranche continentale a dépassé le reste de l'Amérique du Nord, accompagnée de grands tremblements de terre. La faille de San Andreas est une faille transformante car elle sépare les centres d'épandage des crêtes de Gorda et Juan de Fuca des centres d'épandage du golfe de Californie et de la vallée impériale. CP, assiette Cocos ; RP, Rivera Plate.

L'expansion du fond marin sur la dorsale médio-atlantique avait poussé l'Amérique du Nord vers l'ouest, loin de l'Europe et vers la dorsale est du Pacifique (figure 2-3b). La plaque Farallon était lentement subductée sous l'Amérique du Nord et des volcans actifs ont éclaté à travers les Cascades, la chaîne côtière californienne et la Basse-Californie. Les cônes élevés de ces vieux volcans ont été érodés, et seules les racines des volcans sont conservées dans les montagnes profondément érodées. Alors que la plaque Farallon continuait à être lentement consommée, la plaque Pacifique est entrée en contact avec la plaque d'Amérique du Nord. Mais la plaque Farallon s'était déplacée vers l'est, vers le continent, tandis que la plaque Pacifique se déplaçait vers le nord-ouest, parallèlement à la lisière continentale. Ainsi, après le contact des plaques, la plaque Pacifique s'est déplacée vers le nord-ouest au-delà de l'Amérique du Nord le long d'une nouvelle faille transformante à la base du talus continental, précurseur de la faille de San Andreas (Figure 2-7, 20 Ma et 10 Ma). La triple jonction de Mendocino s'est également déplacée vers le nord-ouest, et l'ancêtre de San Andreas s'est allongé au fur et à mesure que l'ancienne plaque Farallon se séparait en plaque Juan de Fuca au large du nord de la Californie, de l'Oregon, de Washington et de l'île de Vancouver, et la plaque Cocos au large du Mexique et du centre Amérique. Des laves ont continué à être crachées dans le nord-ouest du Pacifique et au Mexique alors même qu'elles s'arrêtaient le long de la faille transformante en Californie.

Il y a environ 4,5 millions d'années, la faille transformante s'est déplacée vers l'intérieur des terres jusqu'à sa position actuelle sur le continent sous le nom de faille de San Andreas, et la Basse-Californie s'est séparée du reste du Mexique, laissant le golfe de Californie dans son sillage. Le golfe de Californie est un bassin océanique en devenir, comme l'océan Atlantique il y a cent quatre-vingts millions d'années, lorsque les Amériques étaient proches de l'Europe et de l'Afrique. La Basse-Californie a commencé à dériver vers le nord-ouest, emportant avec elle la côte Alta-Californie et laissant de nouveaux fonds océaniques dans son sillage. Les parties profondes du golfe sont des mini-bassins océaniques appelés centres d'épandage. On y trouve de la lave basaltique et des sources chaudes, tout comme ils le sont dans la dorsale médio-atlantique et la dorsale est du Pacifique. Le centre de propagation le plus au nord, assez curieusement, se trouve dans la vallée impériale, où la croûte continentale est en train d'être déchirée en même temps et où l'écart est comblé par les sédiments du fleuve Colorado.

La plaque Juan de Fuca rompt la plaque Gorda le long de la faille de transformation de Blanco (Figure 2-4b, 2-7) et la plaque Rivera (RP sur la carte du haut de la figure 2-7), une partie de l'ancienne plaque Cocos , est apparu à l'embouchure du golfe de Californie. La subduction se poursuit encore aujourd'hui dans le nord-ouest du Pacifique et au Mexique au sud du golfe, accompagnée de volcans actifs.

La visualisation de ces exemples de tectonique des plaques étire l'imagination jusqu'à ce que nous nous rappelions que cela a pris trente millions d'années, une durée qui dépasse notre capacité à la comprendre. Nous sommes obligés de mettre notre imagination des processus naturels à une vitesse ultra-rapide, de sorte que les durées de vie défilent en quelques secondes, et il y a un tremblement de terre de zone de subduction à la limite des plaques à Cascadia toutes les quinze secondes. Même à ce rythme, la disparition de la plaque Farallon semblerait extraordinairement lente. Si vous le regardiez comme un film, apportez beaucoup de pop-corn. En fait, vous pouvez Regarde ça. Tanya Atwater de l'Université de Californie, Santa Barbara, a créé une vidéo des trente derniers millions d'années, animant la tectonique des plaques illustrée à la figure 2-8. Prendre plaisir!

Un élément vidéo a été exclu de cette version du texte. Vous pouvez le regarder en ligne ici : http://pb.libretexts.org/earry/?p=40


Suggestions de lectures complémentaires

Atwater, Tanya, 1989, Histoire de la tectonique des plaques du nord-est du Pacifique et de l'ouest de l'Amérique du Nord, dans Winterer, E., Hussong, D., et Decker, R., éd., The Eastern Pacific Ocean and Hawaii: Geological Society of America Decade of North American Geology c. N, p. 21-72.

Glen, W., 1982. The Road to Jaramillo. Stanford, CA: Stanford University Press. An account of the plate tectonics revolution.

Kearey, P., and F. J. Vine. 1990. Global Tectonics. London: Blackwell Scientific Publications, 302 p.

Kious, W. J., and R. I. Tilling. 1996. This Dynamic Earth: the Story of Plate Tectonics: U.S. Geological Survey. Out of print, but on the web at http://pubs.usgs.gov/publications/text/dynamic.html

Lillie, R. 1999. Whole-Earth Geophysics. Englewood Cliffs, N.J.: Prentice-Hall, 361 p.


Plate tectonics geology homework help

Direction: Post a synopsis, based on the results of your research, the answer(s) to the question(s) selected. In the synopsis, include a brief explanation of the significance of the knowledge you learned from your research on historical geology and cite the reference source(s) of your research.

I need about a two paragraph answer. Merci.

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2.2: Plate Tectonics - Geosciences

Количество зарегистрированных учащихся: 21 тыс.

Earthquakes, volcanoes, mountain building, ice ages, landslides, floods, life evolution, plate motions—all of these phenomena have interacted over the vast expanses of deep time to sculpt the dynamic planet that we live on today. Planet Earth presents an overview of several aspects of our home, from a geological perspective. We begin with earthquakes—what they are, what causes them, what effects they have, and what we can do about them. We will emphasize that plate tectonics—the grand unifying theory of geology—explains how the map of our planet's surface has changed radically over geologic time, and why present-day geologic activity—including a variety of devastating natural disasters such as earthquakes—occur where they do. We consider volcanoes, types of eruptions, and typical rocks found there. Finally, we will delve into the processes that produce the energy and mineral resources that modern society depends on, to help understand the context of the environment and sustainability challenges that we will face in the future.

Рецензии

The professors make learning fun and fruitful. This course is interesting and provides great insights into Mother Nature and why we should protect the one and only home we have.

This is the second time that I took this course. It was more in depth in topics than the original course, and I enjoyed it. Good presentation. Merci.

In the early twentieth century, publication of the hypothesis on continental drift caused an uproar that soon died down. Data collected in mid-century led geologists to reconsider the idea that continents could move. During the 1960s and 1970s, old ideas were reworked into what is now called the theory of plate tectonics. As we will see, this robust theory encompasses many geological phenomena that appear to be unrelated at first glance: earthquakes and volcanoes, but also ice ages, fossils, and mountains. Today, plate tectonics provides an overarching framework for interpreting the Earth. We study its details in Week 2, but we will return to this theory again and again throughout the rest of this course.

Реподаватели

Dr. Stephen Marshak

Professor and Director of the School of Earth, Society, and Environment

Dr. Eileen Herrstrom

Екст идео

[MUSIC] The beginnings of a new way of thinking came from the mind of a German meteorologist named Alfred Wegener. Wegener had been a soldier in World War I. And while he was recovering from wounds, began to think about the implications of various geological features that he had seen or heard or read about around the world. Wegener was particularly impressed by the shapes of continents and how they seemed to be able to fit together along their coastlines. And so he wondered if in the past, the continents had once all fit together, and then later on, they broke apart and moved to their present locations. And they call this idea, Continental Drift. The premise of Wegener's Continental Drift is that in the past towards the end of the Paleozoic, the continents were all in one piece and that piece, or supercontinent was what he called Pangea. And then at the beginning of the Mesozoic and continuing to the present, Pangea broke apart and the continents drifted to their present positions. Now that idea seemed to work for a number of reasons, which Wegener outlined in a book that he wrote in the early part of the 20th Century. Looking at this map, you can see that if you cut out the continents, remove the Atlantic Ocean, and fit them together, that the Northwest coast of Africa nuzzles tightly against the East coast of the United States. And that the swell of eastern South America fits well into the indentation on the west coast of Africa. There are remarkably few overlaps and gaps in this reconstruction. Wegener considered this fit to be more than coincidence and decided that this could be used as proof that perhaps in the past that continents had fit together. But, remember, I mentioned that Wegener was a meteorologist. He thought about climate, he thought about the consequences of climate in the past. So, Wegener began to look for the evidence for where ice ages, meaning periods of time during which substantial areas of continental crust were covered by glaciers or sheets of ice, existed in the past. Well, people knew that the most recent ice age, one that has happened in the last couple million years or so as we now know, affected only the northern hemisphere, primarily large areas of North America and large areas of Europe and Russia. But Wegener realized from looking at the literature that there were large examples or large areas that were covered by glacial sediments, meaning sediments or debris that was transported by ice sheets. And he realized that these locations were not within the areas that had been impacted by the most recent glaciation. The way he knew that was that these layers of debris were part of a stratigraphic succession, part of a sequence of sedimentary rocks that had fossils that indicated that they were very, very, very old. In fact, Wegener realized, based on the information available at the time, that these deposits were of late Paleozoic age, meaning, they were over a couple hundred million years old. Now, the next thing that Wegener did was plot on a map the location of all these deposits. He also plotted on the map the orientation of glacial striations. These are scratches that form in the surface of bedrock when a glacier moves over and carries a stone or a protrusion in its base, so that protrusion grinds an indentation into the ground below. You can see this photograph here of some striations on a surface of rock. Well, when Wegener plotted all this data on a map he founded the lake Paleozoic glaciation affected the southern portions of South America, southern portions of Africa, southern portions of Australia and India, and areas of Antarctica. With the exception of Antarctica, all these areas are regions that are nowhere near polar latitudes and could not possibly have had glaciations in recent time. Furthermore, he realized that from looking at the striations, the scratches caused by the glaciers, that the striations seemed to come from the ocean and move onto land. That's impossible, because you cannot have a glacier grow out of the ocean and then spread onto the land. Glaciers form on land and spread towards the sea. So, he thought, okay, here's an interesting puzzle. What's the solution? Well, he fit the continents together into his concept of Pangaea, and he found that when that happened, all of the regions that had been glaciated fit together like pieces of a jigsaw to form a large ice cap that would have been located, or could have been located, over the South Polar latitudes. So in other words Wegener concluded that the distribution of Paleozoic glaciations, late Paleozoic glaciations was compatible with his idea of Pangea. >> [MUSIC]


Chapitre 2

  1. Charges: proton: +1, neutron: 0, electron: −1, Masses: proton: 1, neutron: 1, electron: almost 0.
  2. The element’s atomic number will determine the extent to which its outer layers are populated with electrons. If the outer shell is not quite full, the atom may gain electrons to fill them and become an anion (negative charge). If the outer shell has only a few electrons, it may lose them and become a cation (positive charge). Cations and anions attract each other to form molecules with ionic bonding.
  3. Helium and neon (and the other noble gases) have complete outer shells and therefore no tendency to form ionic bonds.
  4. Electrons are transferred from one atom to another to form an ionic bond. Electrons are shared between atoms to form a covalent bond.
  5. An anion has a negative charge and a cation has a positive charge.
  6. Minerals are classified into groups based on their anion or anion group.
  7. Name the mineral group for the following minerals:
    1. calcite - CaCO3, carbonate
    2. gypsum - CaSO4, sulphate
    3. hematite - Fe2O3, oxide
    4. quartz - SiO2, silicate
    5. biotite - silicate
    6. galena - PbS, sulphide
    7. graphite - C, native
    8. fluorite - CaF2, halide
    9. pyrite - FeS2, sulphide
    10. orthoclase - KAlSi3O8, silicate
    11. magnetite - Fe3O4, oxide
    12. olivine - MgSiO4, silicate

    3. Ancient Mountain Belts

    3.1. Continent-Continent Collision

    3.1.1. Caledonides

    3.1.2. Variscides

    3.1.3. Australie centrale

    3.1.4. Eastern Australia

    3.1.5. Apennine

    3.1.6. Himalaya-Tibet Orogen

    90° E and follows the INDEPTH deep reflection profiles [81].

    650 km) balances the shortening of the detached upper crust now present in the Himalayan thrust belt. As discussed by [68], it is however also conceivable that part (or all?) of the Indian lower crust was eclogitized and subducted into the mantle.

    200 km long and balances the crustal shortening in the Quilian Shan thrust belt. The one in the south is far too short to balance the deformed margin of the Indian plate now present in the Himalayan thrust belt. As discussed in [83], the leading edge of the Indian lithospheric mantle slab broke off at about 40 Ma and foundered into the mantle. The offset between the broken off slab and the tip of the plunging Indian slab of

    500 km corresponds to the post-40 Ma northward motion of the Indian plate, which is compensated by shortening within the Himalayan thrust belt. This number compares roughly with the

    400 km of shortening estimated for traverses in eastern Nepal [83].

    3.1.7. Western and Eastern Alps

    3.2. Subduction Related Orogens

    3.2.1. Central Andes of Peru

    3.2.2. Central Andes of Chile-Bolivia

    3.3. Orogens Involving Broad Passive Margins

    3.3.1. North American Cordillera

    85 Ma, the McConnel thrust at

    60 Ma and the Foothills thrusts at

    55 Ma [238]. Within the basement slices of the Omineca belt deformation progressed downward in time, from the Early Cretaceous décollement to the Cretaceous Gwillim Creek shear zone, the Late Cretaceous Monashee décollement and the Paleocene-Eocene basal décollement ([238] see inset in Figure 24A). These authors show that the thin basement slices formed simultaneously with nappe stacking in the Foreland belt. For example, Early Cretaceous décollement was coeval with the Purcell thrust, the Gwillim Creek shear zone was coeval with the Bourgeau thrust, the Monashee décollement with the McConnel thrust, and the Basal décollement with the Foothill thrusts, and these four pairs evolved sequentially in this order. It is interesting to note that the equivalent structures in the Sevier belt of Wyoming-Idaho-Utah (Paris to Prospect thrust) evolved by in-sequence thrusting as well and in exactly the same time interval [235].

    3.3.2. Sevier- and Laramide Belt of the Western U.S.

    3.3.3. Southern Appalachians

    3.4. Basin Inversion

    3.4.1. Malargüe Fold-and-Thrust Belt in the Andes

    3.4.2. Pyrénées

    3.4.3. Atlas Mountains

    3.5. Classic Thin-Skinned Tectonics

    3.5.1. Klippen Nappe of Western Switzerland

    3.5.2. Salt Range–Potwar Plateau of Pakistan

    8.8 km [289]. Fault slip diminishes towards the west along strike and eventually the fault sense is reversed (Dil Jabba thrust is NW verging).


    Voir la vidéo: 4b. La tectonique des plaques