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4.5 : Limites de plaques divergentes - Géosciences

4.5 : Limites de plaques divergentes - Géosciences


Les frontières divergentes sont des frontières qui s'étendent, où une nouvelle croûte océanique est créée pour remplir l'espace lorsque les plaques s'écartent. le dorsale médio-océanique système est une chaîne de montagnes sous-marine géante, et est la plus grande caractéristique géologique sur Terre; long de 65 000 km et large d'environ 1 000 km, il couvre 23 % de la surface de la Terre (Figure (PageIndex{1})). Au milieu de la dorsale médio-océanique se trouve un la vallée du Rift 25-50 km de large et 1 km de profondeur. Bien que les dorsales océaniques qui s'étendent semblent être des caractéristiques incurvées à la surface de la Terre, en fait, les dorsales sont composées d'une série de segments de ligne droite, décalés à intervalles par des failles perpendiculaires à la dorsale, appelées transformer les défauts. Comme nous le verrons dans la section 4.7, les mouvements le long des failles transformantes entre deux segments de crête adjacents sont responsables de nombreux séismes.

Le matériau crustal créé à une limite d'étalement est toujours de caractère océanique; en d'autres termes, il s'agit d'une roche ignée (par exemple, du basalte ou du gabbro, riches en minéraux ferromagnésiens), se formant à partir de magma issu de la fusion partielle du manteau causée par la décompression lorsque la roche chaude du manteau est déplacée vers la surface PageIndex{3})). La zone triangulaire de fusion partielle près de la crête de la crête est d'environ 60 km d'épaisseur et la proportion de magma est d'environ 10 % du volume de la roche, produisant ainsi une croûte d'environ 6 km d'épaisseur. Ce magma suinte sur le fond marin pour former des basaltes coussinés, des brèches (roche basaltique fragmentée) et des coulées, intercalées dans certains cas avec du calcaire ou du chert. Au fil du temps, la roche ignée de la croûte océanique se couvre de couches de sédiments, qui finissent par devenir des roches sédimentaires.

La propagation est supposée commencer dans une zone continentale avec une déformation ou un dôme de la croûte liée à un panache mantellique sous-jacent ou à une série de panaches mantelliques. La flottabilité du matériau du panache du manteau crée un dôme dans la croûte, provoquant sa fracture. Lorsqu'une série de panaches du manteau existe sous un grand continent, les failles qui en résultent peuvent s'aligner et conduire à la formation d'une vallée du rift (comme l'actuelle Great Rift Valley en Afrique de l'Est). Il est suggéré que ce type de vallée se développe finalement en une mer linéaire (comme la mer Rouge actuelle) et finalement en un océan (comme l'Atlantique). Il est probable que pas moins de 20 panaches du manteau, dont beaucoup existent encore, ont été responsables de l'initiation du rifting de la Pangée le long de ce qui est maintenant la dorsale médio-atlantique.

Il existe de nombreuses preuves démontrant qu'une nouvelle croûte océanique se forme au niveau de ces centres d'étalement des fonds marins :

1. Âge de la croûte:

La comparaison des âges de la croûte océanique près d'une dorsale médio-océanique montre que la croûte est la plus jeune juste au centre d'étalement, et vieillit progressivement à mesure que vous vous éloignez de la frontière divergente dans les deux sens, vieillissant d'environ 1 million d'années tous les 20 ans. 40 km de la crête. De plus, le schéma d'âge de la croûte est assez symétrique de part et d'autre de la dorsale (Figure (PageIndex{4})).

La croûte océanique la plus ancienne est d'environ 280 Ma en Méditerranée orientale, et les parties les plus anciennes de l'océan ouvert sont d'environ 180 Ma de chaque côté de l'Atlantique nord. Il peut être surprenant, étant donné que certaines parties de la croûte continentale ont près de 4 000 Ma, que le fond marin le plus ancien ait moins de 300 Ma. Bien sûr, la raison en est que tous les fonds marins plus anciens que cela ont été soit subduits (voir la section 4.6) soit poussés vers le haut pour faire partie de la croûte continentale. Comme on pouvait s'y attendre, la croûte océanique est très jeune près des dorsales d'étalement (Figure (PageIndex{4})), et il existe des différences évidentes dans la vitesse d'étalement du fond marin le long des différentes dorsales. Les dorsales du Pacifique et du sud-est de l'océan Indien ont de larges tranches d'âge, indiquant une propagation rapide (environ 10 cm/an de chaque côté dans certaines zones), tandis que celles de l'Atlantique et de l'ouest de l'océan Indien s'étendent beaucoup plus lentement (moins de 2 cm /an de chaque côté dans certaines régions).

2. Épaisseur des sédiments :

Avec le développement du sondage sismique réflexion (semblable au sondage par écho décrit à la section 1.4), il est devenu possible de voir à travers les sédiments du fond marin et cartographier la topographie du substratum rocheux et l'épaisseur de la croûte. Ainsi, les épaisseurs de sédiments ont pu être cartographiées et il a été rapidement découvert que, bien que les sédiments atteignaient plusieurs milliers de mètres d'épaisseur près des continents, ils étaient relativement minces - voire inexistants - dans les zones de la dorsale océanique (Figure (PageIndex {5})). Ceci est logique lorsqu'il est combiné avec les données sur l'âge de la croûte océanique ; plus la croûte est éloignée du centre d'étalement, plus la croûte est ancienne, plus elle a dû accumuler de sédiments longtemps et plus la couche de sédiments est épaisse. De plus, les couches inférieures de sédiments sont plus âgées à mesure que vous vous éloignez de la crête, ce qui indique qu'elles se sont déposées sur la croûte il y a longtemps lorsque la croûte s'est formée pour la première fois sur la crête.

3. Flux de chaleur :

Les mesures des taux de flux de chaleur à travers le fond océanique ont révélé que les taux sont supérieurs à la moyenne (environ 8 fois plus élevés) le long des crêtes et inférieurs à la moyenne dans les zones de tranchées (environ 1/20e de la moyenne). Les zones de flux de chaleur élevé sont corrélées à la convection ascendante du manteau chaud au fur et à mesure de la formation d'une nouvelle croûte, et les zones de flux de chaleur faible sont corrélées à la convection descendante dans les zones de subduction.

4. Inversions magnétiques :

Dans la section 4.2, nous avons vu que les roches pouvaient conserver les informations magnétiques qu'elles avaient acquises lors de leur formation. Cependant, le champ magnétique terrestre n'est pas stable au cours des temps géologiques. Pour des raisons qui ne sont pas complètement comprises, le champ magnétique décroît périodiquement puis se rétablit. Lorsqu'il se rétablit, il peut être orienté comme il l'était avant la désintégration, ou il peut être orienté avec la polarité inversée. Pendant les périodes de polarité inversée, une boussole pointerait vers le sud au lieu du nord. Au cours des 250 derniers Ma, il y a eu quelques centaines d'inversions de champ magnétique, et leur synchronisation a été tout sauf régulière. Les plus courtes que les géologues ont pu définir n'ont duré que quelques milliers d'années, et la plus longue a été de plus de 30 millions d'années, au Crétacé (Figure (PageIndex{6})). L'événement « normal » actuel a persisté pendant environ 780 000 ans.

À partir des années 1950, les scientifiques ont commencé à utiliser les lectures du magnétomètre pour étudier la topographie des fonds océaniques. Le premier ensemble complet de données magnétiques a été compilé en 1958 pour une zone au large de la Colombie-Britannique et de l'État de Washington. Cette étude a révélé un mystérieux motif de bandes alternées d'intensité magnétique faible et élevée dans les roches du fond marin (Figure (PageIndex{7})). Des études ultérieures ailleurs dans l'océan ont également observé ces anomalies magnétiques et, plus important encore, le fait que les motifs magnétiques sont symétriques par rapport aux dorsales océaniques. Dans les années 1960, dans ce qui allait devenir l'hypothèse Vine-Matthews-Morley (VMM), il a été proposé que les modèles associés aux crêtes étaient liés aux inversions magnétiques et que la croûte océanique créée à partir du refroidissement du basalte au cours d'un Ordinaire l'événement aurait une polarité alignée avec le champ magnétique actuel, et produirait ainsi une anomalie positive (une bande noire sur la carte magnétique du fond marin), alors que la croûte océanique créée au cours d'un renversé l'événement aurait une polarité opposée au champ actuel et produirait ainsi une anomalie magnétique négative (une bande blanche). Les largeurs des anomalies variaient selon les taux d'étalement caractéristiques des différentes dorsales. Ce processus est illustré à la figure (PageIndex{8}). Une nouvelle croûte se forme (panneau a) et prend la polarité magnétique normale existante. Au fil du temps, alors que les plaques continuent de diverger, la polarité magnétique s'inverse et la nouvelle croûte formée au niveau de la crête prend maintenant la polarité inversée (rayures blanches sur la figure (PageIndex{8})). Dans le panneau b, les pôles sont revenus à la normale, donc encore une fois la nouvelle croûte montre une polarité normale avant de s'éloigner de la crête. Finalement, cela crée une série de bandes d'inversions parallèles et alternées, symétriques autour du centre d'étalement (panneau c).


*"Physical Geology" de Steven Earle utilisé sous licence internationale CC-BY 4.0. Téléchargez ce livre gratuitement à http://open.bccampus.ca

Roche de noyau dur

Sujet : leçon de sciences Durée : 60 minutes Normes de l'État : Hawaiʻi Normes de contenu et de performance III :

SC.4.8.1, SC.4.8.2, SC.5.2.1 Normes supplémentaires : Normes scientifiques de nouvelle génération :

4-ESS2-2, 5-ESS2-1 Capacités de réflexion : Se souvenir : Se rappeler ou reconnaître des idées et des principes d'information. Compréhension : comprendre l'idée principale du matériel entendu, visionné ou lu. Interprétez ou résumez les idées avec vos propres mots. Application : Appliquer une idée abstraite dans une situation concrète pour résoudre un problème ou la relier à une expérience antérieure. Analyser : décomposer un concept ou une idée en parties et montrer les relations entre les parties. Évaluer : émettre des jugements éclairés sur la valeur des idées ou du matériel. Utilisez des normes et des critères pour étayer vos opinions et points de vue.

Question essentielle

Comment les îles hawaïennes ont-elles été créées ?

Objectif

À la fin de cette leçon, les étudiants seront capables de décrire la théorie des processus géologiques qui ont créé l'archipel hawaïen tout en démontrant une compréhension des termes et concepts associés à la théorie des points chauds et à la tectonique des plaques.

Arrière-plan

La géologie est l'étude de la Terre, de sa formation, de sa composition et de ses transformations. La Terre est composée d'une série de couches : croûte (plaques), manteau supérieur, manteau inférieur, noyau externe et noyau interne. La croûte et le sommet du manteau forment une couche rigide appelée lithosphère, qui est brisée en un certain nombre de morceaux appelés plaques. Sous la lithosphère, la roche du manteau est chaude et sous pression, ce qui la rend souple et malléable. Au fur et à mesure que le manteau mou circule, les plaques sus-jacentes sont déplacées.

Environ 95% des volcans et des tremblements de terre de la Terre se produisent aux bords des plaques, appelés limites des plaques. À titre d'exemple, le mont. St. Helens à Washington est situé dans le « Cercle de feu » du Pacifique et est créé par une frontière convergente. Aux frontières convergentes, là où les plaques entrent en collision, les plaques océaniques denses s'enfoncent sous les plaques continentales et il en résulte une fusion. Aux limites de la transformation, les plaques glissent les unes contre les autres provoquant des tremblements de terre. Aux limites divergentes, là où les plaques s'écartent, le magma remplit les fissures faisant croître les deux plaques. Hawai'i est situé au milieu de la plaque du Pacifique qui se déplace vers le nord-ouest à un rythme d'environ 4 pouces par an.

Préparation

Les matériaux nécessaires:
Feuille de calcul Couches de la Terre (incluse)
Feuille de travail sur la tectonique des plaques (incluse)
Clé de réponse du professeur de tectonique des plaques (incluse)
Fournitures de coloriage
Sachet de M&M's aux arachides (facultatif)

Matériaux

Feuille de coloriage des couches de la terre

Fiche de travail sur la tectonique des plaques

Feuille de travail de la clé de réponse du professeur de tectonique des plaques

Procédure

Étape 1 : Introduction à la géologie

Les scientifiques pensent que la Terre a environ 4,6 milliards d'années. La géologie est l'étude de la Terre, de sa formation, de sa composition et de ses transformations. Il y a cinq couches principales de la Terre - la croûte, le manteau supérieur, le manteau inférieur, le noyau externe et le noyau interne. Commencez par décrire que la Terre est comme une cacahuète M&M.

  • La coquille de bonbon = croûte
  • La partie chocolat = manteau supérieur et inférieur
  • La cacahuète = noyau interne et externe

L'enveloppe extérieure rocheuse de la Terre, ou croûte, n'est pas aussi solide qu'on pourrait le penser. Il est en fait constitué de nombreux énormes morceaux de roche appelés plaques tectoniques. Ces plaques se déplacent et se déplacent lentement. Les plaques se déplacent sur des courants de roche en fusion dans le manteau supérieur qui est très chaud et sous une pression énorme. On pense que le manteau est un matériau doux mais solide, un peu comme du beurre qui a été laissé sur la table. Le noyau externe, qui commence à plus de 1 800 milles sous la surface, est un liquide chaud en fusion, tandis que le noyau interne est très probablement solide en raison de l'extrême haute pression au centre de la Terre.

Étape 2 : Feuille de calcul des couches de la Terre

Distribuez la feuille de travail Couches de la Terre. Demandez aux élèves d'énumérer les 5 couches principales de la Terre et de les colorier comme indiqué sur la feuille de travail.

Étape 3 : Distribuez la feuille de travail sur la tectonique des plaques

Il y a 8 plaques tectoniques majeures qui composent la croûte terrestre. Expliquez que chaque assiette est nommée en fonction de son emplacement géographique. Demandez aux élèves d'étiqueter les assiettes à l'aide de la liste fournie en haut de la feuille de travail.

Étape 4 : Examinez la feuille de calcul et indiquez d'autres caractéristiques sur la carte.

o Faites remarquer que chaque plaque a des flèches, indiquant la direction dans laquelle la plaque se déplace lentement.
o Revoyez le nord, le sud, l'est et l'ouest et posez des questions sur la direction des différentes plaques.
o La plaque Pacifique se déplace vers le nord-ouest.

o Où se trouvent la majorité des volcans ?
o Remarquez la concentration de volcans le long des limites des plaques.
o Demandez aux élèves de se demander pourquoi.
o Environ 95% des volcans et des tremblements de terre de la Terre se produisent aux bords des plaques, appelés limites des plaques.
o Expliquez la grande quantité de force impliquée lorsque des plaques géantes entrent en collision les unes avec les autres. Quelles caractéristiques géologiques cela pourrait-il causer et pourquoi ? = Tranchées, volcans et montagnes.

  • Quelle est la plus grande plaque tectonique ? = plaque du Pacifique.
  • Demandez aux élèves de localiser Hawai'i. Hawai'i est-il proche d'une limite de plaque ? = Non.

Étape 5 : types de limites de couleur

  • Regardez les différentes marques sur les limites de la plaque.
  • Faites remarquer qu'il existe 3 types différents de limites de plaques.
  • Demandez aux élèves de les colorier comme suit :

Vocabulaire

Limite convergente : Limite où les plaques entrent en collision les unes avec les autres.

Cœur: Le centre de la Terre, d'environ 2 200 milles d'épaisseur, composé d'un noyau interne et externe.

Croûte: La couche externe de la Terre, une croûte d'environ 2 à 25 milles d'épaisseur, est plus épaisse sous les continents et plus mince sous les océans.

Limite divergente : Limite où les plaques s'écartent les unes des autres.

Magma: Roche en fusion contenant des gaz dissous sous la surface de la Terre.

Manteau: Couche de roche en fusion entre la croûte et le noyau de la Terre, d'environ 1 800 milles d'épaisseur.

Fondu: Liquéfié par la chaleur, faisant généralement référence à la lave ou au magma.

Plaques tectoniques: Théorie de la croûte terrestre brisée en une série de plaques en mouvement.

Limite de transformation : Limite où les plaques glissent les unes par rapport aux autres.

Visqueux: Épais, comme un gel, collant, pas fluide.

Leçons ou matériels pédagogiques connexes

Adapté de Mattox, S. (1994). Un guide de l'enseignant sur la géologie du parc national des volcans d'Hawaï. (Figure 1.1). Honolulu, HI : Association d'histoire naturelle d'Hawai'i.

Adapté du projet ‘Ōhiʻa. (1989). La terre déroutante. Un guide d'éducation environnementale pour Hawai'i. (pp. 5.4-5.10). Honolulu, HI : Bernice Pauahi Bishop Museum et Moanalua Gardens Foundation.


Islande

Un exemple de frontière divergente donné par le site d'information scientifique Universe Today est le pays d'Islande, traversé par la dorsale médio-atlantique. Sous l'Islande, une frontière divergente entre la plaque tectonique nord-américaine et la plaque eurasienne ouvre lentement une faille à travers le centre de l'Islande. Au fur et à mesure que ces plaques se séparent, la terre au-dessus d'elles se déplace avec la plaque, ce qui finira par diviser le pays d'Islande en deux et former deux îles distinctes. Au fur et à mesure que ces deux îles sont formées, les eaux de l'océan Atlantique rempliront la zone entre les îles, provoquant une frontière d'eau entre les deux parties de l'Islande.


Développement des limites de plaques divergentes

Assiette avec croûte continentale épaisse

Continental Rift—La plaque se déchire

  • Au fur et à mesure que la plaque s'étire et s'amincit, l'asthénosphère sous-jacente monte et se dilate comme une montgolfière, élevant la région à des altitudes plus élevées.
  • La croûte continentale se brise le long des failles, formant de longues chaînes de montagnes séparées par des vallées de rift.

Ouverture du bassin océanique

  • Si la divergence persiste, la croûte continentale se désagrège complètement et une croûte océanique plus fine se forme entre les deux blocs continentaux.
  • Le bassin océanique s'enfonce sous le niveau de la mer parce que la croûte est plus fine et plus dense, et donc moins flottante.

Images ci-dessus modifiées 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 pp., 2005, www.amazon.com/dp/0134905172

La divergence continue des plaques peut déchirer complètement un continent et ouvrir un nouvel océan entre les fragments continentaux. La côte atlantique et la côte du golfe du Mexique de l'est des États-Unis ont de belles plages et des îles-barrières au-dessus de l'épaisse pile de couches sédimentaires qui se forment au bord du continent. Des couches rocheuses similaires se sont formées lorsque la région du plateau du Colorado faisait partie d'une ancienne marge continentale passive d'Amérique du Nord.


Un défaut de décrochage n'est PAS un défaut de transformation

Les failles de transformation peuvent être distinguées des failles décrochantes typiques car le sens du mouvement est dans la direction opposée (voir illustration). Un décrochement est un simple décalage cependant, une faille transformée se forme entre deux plaques différentes, chacune s'éloignant du centre d'étalement d'une limite de plaque divergente. Lorsque vous regardez le diagramme de faille de transformation, imaginez la double ligne comme une limite de plaque divergente et visualisez dans quel sens les plaques divergentes se déplaceraient.

Un plus petit nombre de failles transformantes coupent la lithosphère continentale. L'exemple le plus célèbre est la zone de faille de San Andreas dans l'ouest de l'Amérique du Nord. Le San Andreas relie une frontière divergente dans le golfe de Californie à la zone de subduction de Cascadia. Un autre exemple de frontière transformée sur terre est la faille alpine de Nouvelle-Zélande. La faille de San Andreas et la faille alpine sont présentées sur notre carte interactive de la tectonique des plaques.


Les données des forages dans les limites des plaques pourraient expliquer les tremblements de terre lents

Les tremblements de terre lents sont des tremblements de terre de longue durée qui ne sont pas si dangereux seuls, mais peuvent déclencher des tremblements de terre plus destructeurs. Leurs origines se trouvent dans les limites des plaques tectoniques où une plaque s'affaisse sous une autre. Bien que le mécanisme causal soit déjà connu, il y a eu un manque de données pour modéliser avec précision le cycle de vie des séismes lents. Pour la première fois, des chercheurs utilisent des forages en eaux profondes pour mesurer les pressions bien en dessous du fond marin. Ils espèrent que les données de cette observation et des futures observations pourront aider à comprendre l'évolution des tremblements de terre.

La surface de la Terre repose sur des plaques tectoniques gargantuesques. Les bords de ceux-ci interagissent de différentes manières en fonction du mouvement relatif, de la composition et de la densité des plaques. Là où les plaques entrent en collision et l'une s'enfonce sous l'autre, on parle de zone de subduction, souvent le site de ce que l'on appelle des tremblements de terre lents. Ce sont des tremblements de terre à basse fréquence qui libèrent leur énergie sur des périodes plus longues - des heures à des mois - que les tremblements de terre que nous pourrions ressentir secouer le sol sous nous, qui peuvent durer de quelques secondes à quelques minutes.

Il est important de comprendre les tremblements de terre lents car, bien qu'ils ne soient pas particulièrement dangereux en eux-mêmes, ils peuvent provoquer des tremblements de terre de courte durée plus importants, qui peuvent être extrêmement dangereux. Les chercheurs pensent que la variation de pression entre les régions perméables à l'eau d'une zone de subduction est la cause des tremblements de terre lents. Ils s'attendaient à ce que des pressions excessives au-delà de celles que les types de roches à ces limites peuvent supporter, pourraient être responsables. Enfin, des données concrètes sur ces conditions de haute pression ont été collectées lors d'une récente expédition du programme intégré de forage océanique (IODP), qui comprenait des chercheurs de l'Institut de recherche sur les tremblements de terre de l'Université de Tokyo.

"Nous pensons que la zone de faille de subduction est beaucoup plus faible que la roche environnante, et que cela peut entraîner un glissement des zones de faille, ce qui pourrait déclencher des tremblements de terre", a déclaré le professeur Masa Kinoshita de l'Institut de recherche sur les tremblements de terre. "La pression élevée des fluides dans les failles rocheuses perméables à l'eau, appelées aquifères océaniques, est l'une des causes de cette faiblesse. Notre expédition dans la fosse de Nankai, à quelques centaines de kilomètres au sud d'Osaka, comprenait un forage pour mesurer les températures et les pressions le long de la ligne de faille ."

Les pressions typiques, ou "hydrostatiques", sous le fond marin dans cette région sont d'environ 60 mégapascals - c'est à peu près la pression que vous ressentiriez si vous vous étendiez à plat et que quelqu'un laissait tomber 200 Empire State Buildings sur vous. Les échantillons de forage des chercheurs ont révélé des pressions d'environ 5 mégapascals à 10 mégapascals supérieures à cela à proximité de la zone de faille elle-même. La zone choisie était idéale pour faire ce genre d'observations. L'équipe savait auparavant qu'il existait des gradients de température élevée qui seraient probablement en corrélation avec les variations de pression qu'ils espéraient découvrir. L'équipe comprenait également des microbiologistes qui visaient à découvrir une vie microbienne invisible dans ces régions auparavant inexplorées.

"Bien que nous ayons acquis des données très utiles, et les premières du genre, les lectures de pression ont dû être déduites, et à l'avenir nous souhaitons avoir des stations d'observation in situ en place qui peuvent relayer les données de pression et de température sans avoir besoin d'un navire ", a déclaré Kinoshita. "Nous proposons maintenant une autre expédition, cette fois juste à l'ouest du Japon où il y a de fréquents tremblements de terre lents. J'étudie les flux de chaleur sous-marins depuis mes études supérieures. C'est passionnant de voir en réalité ce qui n'était que théorique jusqu'à très récemment."


Limites des plaques

Un lien entre les tremblements de terre et l'activité volcanique a probablement été suspecté depuis la première histoire de l'humanité. Mais c'est la théorie de la tectonique des plaques qui permet d'expliquer la relation plus profonde entre les deux phénomènes et de les expliquer tous les deux dans une seule théorie unificatrice.
Faire fondre le manteau
La plupart des magmas (roche en fusion) proviennent directement du manteau. La croûte solide serait généralement trop froide pour produire des fontes. Uniquement s'il est chauffé, par ex. par le magma avec des températures beaucoup plus élevées pénétrant par le dessous, de petites quantités de croûte peuvent également fondre.
La pression maintient (la majeure partie) du manteau solide
Dans le manteau chaud, cependant, il y a un problème différent pour produire des magmas : la pression. La fusion (partielle) de la roche du manteau n'est possible que si la tendance de la température à faire fondre la roche dépasse l'effet contraire de la pression. Cette constellation n'est donnée que dans les couches supérieures du manteau, sous la lithosphère, dans une zone appelée la asthénosphère (grec : "asthenos" = faible). L'asthénosphère se situe entre environ 100 km et 35 km de profondeur et est composée d'un matériau chaud et faible qui peut contenir quelques pour cent de fusions partielles ou est proche du point de produire des fusions.
Le magma doit remonter à la surface pour faire un volcan
La quantité normale de fonte qui peut être présente dans l'asthénosphère sous une plaque normale est évidemment trop petite pour produire des volcans à la surface (sinon il y aurait des volcans partout) et est en équilibre avec son environnement. Non seulement de plus grandes quantités de fonte sont nécessaires pour produire des volcans à la surface, mais aussi des passages appropriés, sous forme de fissures et de fractures à travers la croûte rigide doivent exister ou être créés par la pression de plus grandes quantités de magma. A l'intérieur des plaques, cette condition n'est généralement pas donnée. D'autre part, il existe 3(4) environnements tectoniques distincts où les magmas se forment en plus grande quantité et où se produisent des volcans :

- sur des marges divergentes : sur les dorsales médio-océaniques et dans les vallées du rift continental
- sur les marges convergentes : zones de subduction
-
au milieu des assiettes : volcanisme intraplaque (point chaud)


Introduction

Comme les autres continents, l'Amérique du Nord a une croûte épaisse, comparée à la croûte mince sous les océans Atlantique et Pacifique adjacents. Dans la partie ouest du continent, des forces divergentes aux limites des plaques commencent à déchirer le continent, formant le Province du bassin et de l'aire de répartition et son bras oriental adjacent, connu sous le nom de Faille du Rio Grande. Les sites du National Park Service de cette région présentent des montagnes à failles et des caractéristiques volcaniques qui se forment à mesure que la croûte épaisse s'étire et se fissure, libérant du magma par le bas. Les longues vallées (« bassins ») séparant les montagnes (« plages ») sont remplies de dépôts de rivières et de lacs et de coulées de lave. Des couches similaires, mais beaucoup plus anciennes, se trouvent dans les sites NPS dans le Faille de Keweenawan de la région du lac Supérieur, où des forces divergentes aux limites des plaques ont tenté, sans succès, de déchirer le continent nord-américain il y a 1,1 milliard d'années.

Développement de la faille continentale

Assiette avec croûte continentale épaisse

La plaque se déchire

  • Au fur et à mesure que la plaque s'étire et s'amincit, l'asthénosphère sous-jacente monte et se dilate comme une montgolfière, élevant la région à des altitudes plus élevées.
  • La croûte continentale se brise le long des failles, formant de longues chaînes de montagnes séparées par des vallées de rift.

Illustrations ci-dessus modifiées de « Beauty from the Beast: Plate Tectonics and the Landscapes of the Pacific Northwest », par Robert J. Lillie, Wells Creek Publishers, 92 pp., 2015, www.amazon.com/dp/1512211893.

Parc national de la Vallée de la Mort, Californie et Nevada

Le bassin de Badwater dans le parc national de Death Valley est le point le plus bas d'Amérique du Nord, à 282 pieds sous le niveau de la mer. La vallée et les chaînes de montagnes environnantes se trouvent à l'extrémité ouest de la province du bassin et de la chaîne.

Réserve nationale de Valles Caldera, Nouveau-Mexique

L'activité volcanique explosive qui a formé le cratère géant ("caldeira") est due au magma riche en silice (granitique) formé lorsque l'asthénosphère chaude s'élève et fait fondre les roches crustales le long du Rio Grande Rift.

Parc national de l'Isle Royale, Michigan

Les coulées de lave de couleur sombre se sont formées il y a plus d'un milliard d'années dans la faille de Keweenawan, alors que l'ancien continent nord-américain tentait de se déchirer et que du magma à faible teneur en silice (basaltique) se déversait à la surface.

4.5 : Limites de plaques divergentes - Géosciences

La théorie de la tectonique des plaques a révolutionné la géologie dans les années 1960. En 1970, les étudiants universitaires en géologie ont appris un ensemble d'idées inconnues de la plupart des étudiants en géologie avant 1960. Le fondement de la nouvelle façon de comprendre les processus terrestres est la compréhension que la couche externe de la terre est la lithosphère plutôt que simplement la croûte.

Les couches de la terre

La terre est stratifiée en termes de composition chimique comme suit :

  1. La couche externe est la croûte. La croûte continentale est épaisse (25 à 50 km d'épaisseur), de faible densité et de composition moyenne intermédiaire. La croûte océanique est mince (généralement de 5 à 10 km d'épaisseur), de densité plus élevée et de composition moyenne mafique.
  2. Le manteau est constitué de roches ultramafiques denses.
  3. Le noyau est constitué d'un mélange de fer et de nickel.

La théorie de la tectonique des plaques

La théorie de la tectonique des plaques a permis aux géologues de comprendre les origines et les relations entre : les arcs volcaniques du monde et les zones sismiques profondes les terranes exotiques et les zones de failles chevauchantes et les failles transformantes et les zones sismiques peu profondes. La tectonique des plaques a également permis aux géologues d'expliquer les origines de la croûte océanique et des continents.

Selon la théorie de la tectonique des plaques, la lithosphère est divisée en plaques rigides qui interagissent les unes avec les autres à leurs limites. Des tremblements de terre, des failles et des plis se produisent à ces limites. Des intrusions ignées volumineuses et des éruptions volcaniques fréquentes se produisent à deux des principaux types de limites de plaques. En somme, la plupart (mais pas tous) des tremblements de terre et des éruptions volcaniques qui se produisent dans le monde se produisent en association avec les limites des plaques. Une grande partie de l'action en géologie qui attire l'attention des gens - éruptions volcaniques, tremblements de terre dévastateurs - se produit en raison de la façon dont les plaques interagissent les unes avec les autres le long de leurs frontières.

Le nord-ouest du Pacifique se situe près des limites de plusieurs plaques tectoniques. L'influence de ces plaques et de leurs interactions limites sous-tend les principaux thèmes géologiques de la région, notamment le soulèvement des chaînes côtières, la formation de la plaine Puget-Willamette et le volcanisme de la chaîne des Cascades. Les processus de frontière des plaques expliquent également comment la plupart des terres de Washington et de l'Oregon sont devenues une partie de l'Amérique du Nord au cours des 200 derniers millions d'années. Avant l'ajout du continent, la zone à l'ouest de l'Idaho était un bassin océanique.

Paléomagnétisme

La terre, comme vous le savez, a un champ magnétique. Certains types de roches, lorsqu'elles prennent naissance, enregistrent le magnétisme de la terre au moment où la roche s'est formée. Cela se produit parce que les minéraux magnétiques de la roche s'orientent, comme de petites boussoles, dans la direction du champ magnétique terrestre, puis sont verrouillés en place lorsque la roche est lithifiée. Après la formation de la roche, tant qu'elle ne s'échauffe pas presque jusqu'à son point de fusion - tant qu'elle ne dépasse pas ce qu'on appelle le point de Curie, la température à laquelle le magnétisme dans les minéraux est détruit - il conservera cet enregistrement du magnétisme de la terre au moment où la roche s'est formée. Ceci fournit la base du paléomagnétisme, l'étude de l'enregistrement magnétique de la terre conservée dans les roches. Le paélomagnétisme a été une clé pour débloquer une grande partie de notre connaissance moderne de la géologie de la Terre, en particulier la théorie de la tectonique des plaques.

Le pôle nord magnétique sur terre aujourd'hui se trouve dans l'extrême nord du Canada, seulement approximativement dans la direction du pôle nord géographique. Le pôle nord géographique, également appelé pôle nord vrai, est l'extrémité nord de l'axe de rotation de la terre. Le pôle Nord géographique ou vrai n'est pas la même chose que le pôle Nord magnétique et ne doit pas être confondu avec lui. Le pôle Nord géographique se situe à 90 degrés de latitude N, tout en haut de la terre. Le pôle Nord magnétique est actuellement à environ 85 degrés de latitude, mais il s'éloigne d'un degré toutes les quelques années.

Le magnétisme de la terre est créé par la convection et d'autres mouvements du noyau externe de la terre. Le noyau externe est constitué de métal chaud en fusion, principalement de fer et de nickel, dans lequel de nombreux électrons se déplacent librement parmi les atomes. La rotation quotidienne de cette mer de métal en fusion et de ses électrons pratiquement libres, combinée à la convection du noyau en fusion, crée le champ magnétique de la terre. Contrairement au magnétisme d'un barreau magnétique, le champ magnétique terrestre n'est pas très stable. The location of the Magnetic North Pole wanders many miles every year. Even more amazing, every several hundred thousand to several million years, the magnetism produced by earth's core becomes so unstable, or &ldquotangled up,&rdquo that it ends up reversing its north and south magnetic poles. There is no regular timing to when the earth's magnetic field reverses itself. The last magnetic reversal was 780,000 years ago.

By the way, earth's magnetic field is not very powerful in terms of its direct effects on living things. If it shut down right now, you would not feel anything. If you have played with bar magnets or touched old-fashioned televisions with cathode-ray tubes -- the common type of TV and computer monitor before flat screens -- while they were turned on, then you have been exposed to much more powerful magnetism than the earth's magnetism, yet you did not feel that much stronger magnetism, either. As far as the geological record indicates, no species have gone extinct at any of the times when earth's magnetic field reversed itself.

These reversals of the magnetic field of earth, and how long ago they took place, have been detected and measured from many rocks in the earth that preserve a record of the earth's magnetism, including igneous rocks and sedimentary rocks from the floor of the ocean. Basalt flows are the strongest recorders of the earth's magnetism, but other types of igneous rock and certain types of sedimentary rock also record earth's magnetic field as they form. The ocean floor consists largely of basalt flows, which provide a strong enough record of earth's paleomagnetism that it can be measured from a ship passing above. The ocean floor contains many layers of sediment and sedimentary rock that are relatively easy to recover from drill cores, which also recorded the magnetic field when they originated. Igneous and sedimentary rocks from the continents have also been used, along with fossil records, to study earth's magnetic past.

Together, these various ways of studying paleomagnetism have verified and refined our knowledge of how the magnetic poles have wandered in the past, and when each reversal of earth's magnetic field has taken place. This has allowed us to construct a timeline of magnetic reversals over the course of earth's history. The accuracy and precision of the magnetic reversal timeline becomes much weaker for geologic ages more than about 200 Ma (millions of years ago). This is because nearly all older ocean floor has been subducted (recycled) back into the earth, and the paleomagnetic record from rocks on the continents is spottier -- less continuous -- than the paleomagnetic record derived from measurements of oceanic crust.

The paleomagnetism of rocks on the floor of the ocean was the key to unlocking the theory of sea floor spreading, an essential component of the theory of plate tectonics. As oceanic crust forms at the divergent plate boundaries and spreads away from there, it acts like a magnetic tape recorder, spreading a record of earth's magnetism across the ocean floor. The magnetic reversals recorded in rocks on the ocean floor are still called magnetic anomalies because, when they were first discovered in the 1950s, neither sea floor spreading nor the fact that earth's magnetic field has often reversed itself was yet realized. By knowing how long ago a particular magnetic reversal occurred, along with the distance of that magnetic isochron to the ridge where it originated, you can determine the rate at which the plate has been speading away from the ridge. This is done by dividing the distance from the isochron to the ridge, by the number of years that have passed since that magnetic reversal occurred. In addition, the direction in which a plate has been moving can also be determined by analyzing the map patterns of its magnetic anomalies on the ocean floor.

Similarly, the paleomagnetism of rocks on the continents has been the key to unlocking continental drift, another building block of the theory of plate tectonics. The paleomagnetism of rocks on the continents is used to reconstruct the motions of continents across the face of the earth.

Paleomagnetism has also been one of the keys to unlocking the origins of many accreted terranes. If a part of a continent is suspected of being an accreted terrane, and it contains rocks with measurable paleomagnetism, the paleomagnetism may determine if the rocks did indeed originate far from their present-day location, on a tectonic plate separate from the continent, only to be moved in and accreted to the continent later. See also, the Basics page on Exotic Terranes.

Plate Boundaries

There are three general types of plate boundaries:

  1. divergent plate boundaries, where two plates move away from each other
  2. transform plate boundaries, where two plates move horizontally side-by-side in opposite directions
  3. convergent plate boundaries, where two plates move toward each other and either collide with each other or one plate bends down and goes beneath the other

(Follow this link to a table that summarizes plate boundary information, including the map symbol for each type of boundary.)

Divergent Plate Boundaries

Most of the world's divergent plate boundaries are on the ocean floor, in the form of mid-ocean spreading ridge. At divergent boundaries, the two plates are continually moving apart, heading in opposite directions away from each other. The divergence causes normal faults and rift valleys (grabens) to form there as a result of the tension in the crust. In other words, in response to getting pulled apart by tectonic forces, the crust cracks apart and sections of it drop down into rift valleys.

At a divergent plate boundary, the spreading crust forms channels through which magma rises from the mantle. Some of the magma erupts on the ocean floor and builds up piles of pillow basalt. Some of it solidifies within the cracks, beneath the surface of the crust, forming igneous dikes. Some of it solidifies as gabbro intrusions deeper in the crust. At the places where the magma pools within the crust, olivine and other dense minerals settle into layers at the bottom of the pools and form layered mafic and ultramafic igneous rocks.

All these eruptions and intrusions solidify and become new oceanic crust, which moves away from the mid-ocean spreading ridge and makes way for yet more magma to rise and continue the process. Creation of oceanic crust is part of a continual process that occurs at divergent plate boundaries on the ocean floor. The new oceanic crust is part of a moving tectonic plate. It continues to move as part of the ocean floor and will eventually collect layers of sediment descending from the water above.

Transform Plate Boundaries

Transform plate boundaries are strike-slip faults that separate tectonic plates which are moving parallel to each other but in opposite directions. Tectonic plates average about 100 km in thickness. As the two plates slide next to each other, trying to move in opposite directions, there is much friction and stress between them. As a result, transform plate boundaries are zones of frequent earthquakes.

Most transform plate boundaries are on the ocean floor, in the oceanic crust, connecting segments of mid-ocean spreading ridges. However, in a few places transform plate boundaries cut through continental crust. The most famous example is the San Andreas Fault in California, which is a transform plate boundary that separates the North American Plate from the Pacific Plate.

Convergent Plate Boundaries

Convergent plate boundaries are where two plates move toward each other. Subduction is a process that occurs at convergent plate boundaries. The western part of the Pacific Northwest is at a convergent plate boundary, and the effects of subduction have reached all the way across the Rocky Mountains to the edge of the Great Plains.

Depending on the type of crust that composes the upper part of each plate, there are three types of convergent plate boundaries: continent-continent, ocean-ocean, and ocean-continent.

Continent-Continent Convergent Plate Boundaries

Continental crust is too low in density to go down into the mantle and stay there. Continent-continent convergent plate boundaries are not zones of subduction in the normal sense. Instead, the two continents collide with each other, folding, thrust faulting, and building upward into a high, wide mountain range. The Himalayas in south central Asia are an example of a continent-continent convergent plate boundary.

Although large earthquakes occur in association with continent-continent convergent plate boundaries there are no volcanoes. Mountain ranges such as the Himalayas do not have volcanoes because there is no oceanic plate subducting beneath them.

Ocean-Ocean Convergent Plate Boundaries

At ocean-ocean convergent plate boundaries, as the two plates with oceanic crust converge, one goes down beneath the other and into the mantle. This zone where a plate is diving back down into the mantle, beneath the edge of the adjacent plate, is called a subduction zone.

The outer edge of a subduction zone is an oceanic trench, which forms where the subducting plate bends and pushes downward as it enters the subduction process. Oceanic trenches at ocean-ocean subduction zones are the deepest places in the ocean. Island arcs, which are composite cone volcanoes arrayed in the form of an island chain, are also associated with ocean-ocean convergent plate boundaries. The Aleutian Islands of Alaska are an example of an island arc.

Ocean-Continent Convergent Plate Boundaries

At an ocean-continent convergent plate boundary, the plate that carries oceanic crust subducts into the mantle beneath the edge of the continent. Ocean-continent convergent plate boundaries are similar to ocean-ocean subduction zones, but the much thicker continental crust leads to a greater range of geological features, including a volcanic arc that forms above the region in the crust at which the subducting plate reaches a depth of 65 to 80 miles beneath the surface and an accretionary complex.

Table of Convergent Plate Boundaries
  • Îles Aléoutiennes
  • Antilles
  • Mariana Islands
  • oceanic trench
  • island arc (chain of composite cone islands in the ocean)
  • subduction
  • major deep earthquakes
  • shallow earthquakes
  • volcanism
  • igneous intrusion
  • Andean subduction zone
  • Cascadia subduction zone
  • oceanic trench
  • accretionary complex
  • forearc basin
  • volcanic arc (chain of composite cones on continent)
  • subduction
  • major deep earthquakes
  • shallow earthquakes
  • volcanism
  • igneous intrusion
  • terrane accretion
  • orogeny
  • Himalaya
  • Alpes
  • broad, high mountain range (no volcanoes)
  • thrust faulting
  • shallow earthquakes
  • pliant
  • mountain building

Subduction Zones

Because the convergent plate boundary along the Northwest coast is a subduction zone, we need to examine the parts of a subduction zone in a little more detail.

The Oceanic Trench

Most subduction zones start at an oceanic trench, where the subducting plate begins the process of bending and pushing downward. The apparent lack of an oceanic trench off the Northwest coast is an anomaly. To some extent, there may be a trench that has been filled in with the abundant sediments dumped onto the continental shelf by the Columbia River and other rivers that drain to the Pacific Coast.

Deep Earthquakes (Subduction Earthquakes)

Another characteristic of subduction zones is that they have major earthquakes that occur within the subducting plate, as it forces its way down into the mantle. The most powerful earthquakes on earth are these earthquakes in subducting plates. The stress of the subduction process also causes shallower earthquakes to take place in the continental crust [GLOSS] of the overlying plate.

The Accretionary Complex

At ocean-continent subduction zones, the leading edge of the continent is the site of an accretionary complex, also called an accretionary prism or accretionary wedge. An accretionary complex is an elevated zone built up of pieces of oceanic crust or lithosphere that were accreted from the subducting plate onto the edge of the continent along reverse faults. Accretionary complexes tend to build up high enough to form coastal mountain ranges. However, unlike the main volcanic arc mountain range, accretionary complex coast ranges are not volcanic.

The Forearc Basin

Between the accretionary mountain range and the volcanic arc is the forearc basin, a low area into which rivers drain and which may contain an arm of the ocean.

The Volcanic Arc

All subduction zones have, at some distance in from the edge of the upper plate, arcs or chains of composite cone volcanoes. The subducting plate, as it goes down deep into the mantle, releases water. This changes the chemistry of the already hot rocks in the mantle and causes them to melt, forming magma. The magma is less dense than the solid rocks around it, so it rises upward, culminating in volcanic eruptions at the earth's surface.

The volcanic arc at an ocean-continent subduction zone is not only a chain of volcanoes. The stress of plate convergence compresses the crust there, causing it to thicken through a combination of folds and thrust faults. Igneous intrusions and volcanic eruptions also thicken the crust there. Deep within the crust, the igneous intrusions solidify into batholiths of rocks such as granite, and the pre-existing rocks that are intruded by the batholiths are regionally metamorphosed into new rocks. The result is a high mountain range with granitic and metamorphic rock at its core, folded and faulted sedimentary and volcanic around its margins, and a chain of composite cone volcanoes distributed along the crest of the range.

Terrane Accretion

A large tectonic plate, such as the Pacific Plate, carries more than oceanic crust. It also carries island arcs and oceanic plateaus, which are zones of unusually thick oceanic crust. Large island complexes such as the islands of Japan, which were built by the assemblage of several island arcs, also ride on tectonic plates. Other plate passengers include ocean islands such as the Hawaiian Islands, which build from volcanic eruptions that emanate from mantle hot spots.

As the oceanic plate carrying these larger pieces of crust comes into an ocean-continent subduction zone, the island arcs, oceanic plateaus, island complexes, and oceanic islands will not go down the subduction zone. Instead, they will be plastered to the edge of the continent, becoming accreted terranes. Examples of all these types of crust, swept in and accreted to North America by a subducting oceanic plate, can be found in the Pacific Northwest.

Open Source Web Links

For an illustrated review of the basics of plate tectonics, go to the online primer from the US Geological Survey at http://pubs.usgs.gov/publications/text/dynamic.html

For a review of plate tectonics that includes some more about how the theory was developed, and how continents have moved across the face of the globe during the course of earth history, go to the University of California Museum of Paleontology site at http://www.ucmp.berkeley.edu/geology/tectonics.html

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Voir la vidéo: Les plaques tectoniques