Limites divergente
Comme explique précédemment, les plaques lithosphériques étant en mouvement relatif les unes par rapport aux autres, on peut a priori définir trois types de limite de plaques !
Deux plaques s’écartent l’une de l’autre au niveau d’une dorsale médio-océanique. Ces dorsales de nature essentiellement magmatique (volcanique en surface et près de la surface et plutonique à plus grande profondeur, voir l'article Nature d'une Plaque) voient l’injection épisodique mais continue (sur plusieurs millions voire dizaines de millions d’années) de magma basaltique (basalte de type tholéiitique ou « mid-ocean ridge basalt », abrégé sous l’acronyme « MORB ») venant du manteau le long des failles qui occupent la partie axiale de la dorsale. En profondeur, le magma peut résider longtemps dans un grand réservoir appelé « chambre magmatique » qui va cristalliser lentement en engendrant une série de roches plutoniques (gabbros, pyroxénites, …).
Certaines notions serons abordées dans le prochain chapitre et dans un autre blog dédier à la minéralogie !
Les dorsales sont en fait à l’aplomb de courants de convection ascendants et chauds qui amènent le matériel fondu, le magma est à T=1200C° (Voir la source des mouvements). Ces courants de convection naissent dans le manteau suite aux hétérogénéités régionales de température.
Si ce courant ascendant arrive en-dessous d’un continent, celui-ci se bombe en dôme, s’étire puis se fracture : c’est le stade de « rifting ». On connaît des rifts (ou grabens) continentaux sur la plupart des continents : le plus connu est le rift est-africain, subdivisé en deux branches, la branche occidentale qui passe par le Ruwenzori et par les grands lacs d’Afrique centrale (lacs Kivu, Tanganyika et Malawi) et la branche orientale qui passe en Afrique de l’Est par le lac Natron et le mont Kenya et rejoint la dépression de l’Afar via le rift éthiopien.
En Europe, un grand système de rift est aussi présent (même s’il est moins spectaculaire que le rift est-africain) : c’est le rift du Rhin-Rhône qui comprend par ailleurs la dépression de Hesse, la zone des Vosges, la dépression de Bresse et le fossé de la Limagne. L’activité volcanique peut déjà se manifester à ce stade de rifting : c’est le cas des volcans de la chaîne des Virunga en Afrique centrale et du volcanisme de l’Eifel et du Massif central en Europe.
Si le phénomène de rifting se poursuit, le continent se brise complètement et les deux bords de la fracture commencent à s’écarter : c’est le stade de dérive (« drifting »). Un fonds océanique commence à se former, ce processus est appelé Océanisation. Au début donc, l’océan est assez étroit comme la Mer Rouge actuelle. Il s’élargit progressivement en un vaste domaine océanique. A ce stade une dorsale médio-océanique se met en place dans l'axe de l'ouverture.
Ce schéma montre le premier stade de l'ouverture "bombement", avec un bombement de la lithosphère dû a la remonté du magma, une manifestation volcanique accompagne cette phase. Source @Planète terre, Pr.Pierre-André Bourque.
Ce schéma montre le second stade du l'ouverture "Rifting", la croûte commence à s'écarté selon un axe appelé Axe du Rift, avec la manifestation de nombreux volcans. Source @Planète terre, Pr.Pierre-André Bourque.
Ce schéma montre le troisième stade du l'ouverture "Océanisation", l'apparition du premier fond océanique., les bloc initialement unique, s’écarte l'un de l'autre. Source @Planète terre, Pr.Pierre-André Bourque.
Une dorsale médio-océanique est donc une zone d’accrétion, de formation de croûte océanique : le mécanisme est appelé expansion des fonds océaniques. Une bonne image est donnée par celle du tapis roulant qui se déroule de façon symétrique de part et d’autre de l’axe de la dorsale. Lors du refroidissement, les laves, plus précisément les cristaux de magnétite (minéral ferromagnétique de formule Fe3O4, abordé dans le prochain blog sur les minéraux) qu’elles contiennent, enregistrent l’intensité, l’orientation et la polarité du champ Magnétique ambiant : les enregistrements magnétiques montrent donc une disposition symétrique des bandes de polarité, alternativement normale et inverse, par rapport à l’axe de la dorsale (Figure ci-dessous).
Formation des anomalies magnétiques au niveau d’une dorsale médio-océanique. Les parties noires et blanches représentent des roches dont la polarité magnétique est alternativement normale (noir) et inverse (blanc).
Les différentes époques magnétiques sont désignées par les noms de géomagnéticiens célèbres (Brunhes, Matuyama, Gauss, Gilbert). L’échelle d’inversion de polarité (appelée magnétostratigraphie) est symétrique de part et d’autre de la dorsale comme le montre clairement le profil magnétique (l’intensité du champ magnétique est exprimée en Gamma, avec 1 Gamma = 1 nanoTesla).
La vitesse d’expansion moyenne peut être estimée ou calculée pour chaque portion d’une dorsale : il suffit de prélever un échantillon de basalte à une distance connue de la dorsale et de mesurer l’âge de cet échantillon par une méthode radiochronologique (la méthode la plus souvent utilisée est la méthode 40K-40Ar). Récemment, les vitesses de déplacement des plaques sont mesurées directement par GPS , avec une précision meilleure que 1mm.
La vitesse moyenne d’expansion varie d’un océan à l’autre et d’un segment de dorsale à l’autre. Elle peut être inférieure à 1cm/an pour les dorsales lentes ou ultralentes comme la dorsale de Lena dans l’océan Arctique au nord de l’Islande : ces dorsales ultralentes sont intéressantes pour le géologue car l’activité magmatique ne semble pas encore y être développée (dorsale avolcanique) mais le manteau supérieur affleure directement sur le fond suite à l’extension.
La vitesse d’expansion peut dépasser 20 cm/an pour les dorsales rapides comme celle entre les plaques Cocos et Pacifique. Ces valeurs sont évidemment très faibles à l’échelle humaine : notons cependant qu’une expansion moyenne de 5 cm/an conduit à un écartement de 50 km sur un million d’années (Ma) et à la formation d’un domaine océanique de 5000 km (!) en 100 Ma.
Aucun commentaire:
Enregistrer un commentaire