Des frontières de plaque divergentes

La couche superficielle et cassante de la terre, la lithosphère, est divisée en plusieurs plaques rigides, en mouvement sur l’asthénosphère ductile, c’est la tectonique des plaque.

Dès le XVI^e siècle germe l’idée que les continents n’ont pas toujours occupé la disposition qu’on leur connaît aujourd’hui. C’est en partie la forme des côtes qui suggérère qu’à une époque, l’Afrique et l’Amérique du Sud, par exemple, n’ont formé qu’un seul et même continent. Cette idée sera reprise au début du XX^e siècle par A. Wegener dans sa théorie de la dérive des continents. Cette dernière rencontre de vives critiques mais soulève néanmoins de nombreuses questions bien qu’elle ne puisse pas être démontrée par Wegener. Avec le développement de l’exploration des océans, cette théorie connaît, dans les années 50, un intérêt nouveau. À la fin des années 60, la théorie de la tectonique des plaques et sa géométrie se développent, grâce aux travaux de D.P. McKenzie, R.L. Parker

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ou encore W.J. Morgan, qui identifient les principales limites des plaques et théorisent leur mouvement sur la sphère terrestre. Cette théorie, quoique neuve, s’impose dans la communauté scientifique, également appuyée par les observations sismologiques (Isacks et al., 1968) entre autres. La théorie de la tectoniques des plaques est la première à unifier les différentes disciplines des sciences de la terre, expliquant un grand nombre d’observations, comme la répartition géographique des fossiles, la distribution des séismes, les différents faciès métamorphiques, ou encore la formation des chaînes de montagnes.

La tectonique des plaques est ainsi basée sur l’existence de plaques rigides en mouve-ment les unes par rapport aux autres et où l’essentiel des déformations se concentre sur leurs frontières qui peuvent être de trois types (figure 2.1) :

• les frontières convergentes, zones de subduction et de collision ;

• les frontières coulissantes, généralement des failles transformantes ;

• les frontières divergentes, les dorsales océaniques et les rifts.

Les dorsales océaniques sont le lieu de création de la nouvelle croûte océanique (fi-gure 2.1). Au fur et à mesure de la séparation des plaques l’une de l’autre, la lithosphère refroidit et gagne en densité. Au bout d’un certain temps, la plaque, alourdie et âgée, va éventuellement s’enfoncer sous une autre, créant alors une zone de subduction. La lithosphère est ainsi continuellement recyclée. Les frontières de plaques coulissantes sé-parent deux plaques sans création ou disparition de matière. Elles permettent d’adapter la déformation des plaques aux différentes vitesses d’expansion le long d’une dorsale.

Puisque la terre est sphérique (au premier ordre), le mouvement d’une plaque peut être décrit par une rotation autour d’un axe passant par le centre de la sphère. Cet axe coupe la surface en deux points opposés, les pôles de rotation. Pour une dorsale océanique, le taux d’expansion relatif est ainsi donné par :

r= ˙ωsinθ (2.1)

où r est le taux d’expansion relatif, ˙ω est le taux d’ouverture angulaire et θ est la

Asténosphère

Figure 2.1 – Cycle tectonique de la lithosphère océanique (d’après une coupe de José F.

Vigil. dans This Dynamic Planet).

distance angulaire au pôle de rotation qui décrit le mouvement relatif des plaques adja-centes. Pour un taux d’ouverture angulaire constant, le taux d’ouverture relatif augmente donc avec la distance au pôle θ jusqu’à 90°.

Les dorsales sont présentes dans tous les bassins océaniques et forment ainsi la plus longue chaînes de montagnes sous-marines de la planète, avec une longueur cumulée de plus de 60000 km (figure 2.3). La profondeur moyenne des dorsales est de 2500 m sous la surface de l’eau, pour une largeur moyenne de 1 à 3 km. Les dorsales forment également une vaste chaîne volcanique et les processus magmatiques jouent un rôle essentiel dans la création de la nouvelle croûte océanique. L’axe de la dorsale est donc le lieu de nombreux événements volcaniques, tectoniques et hydrothermaux.

Sous l’axe des dorsales, on observe une remontée adiabatique du manteau, en réponse à la séparation des plaques. C’est donc un phénomène passif qui est à l’origine de l’expansion océanique, contrairement aux forces gravitaires qui contrôlent les zones de subduction.

Les péridotites de l’asthénosphère, plus chaudes, vont ainsi provoquer la fusion partielle du matériau de surface. Les fluides issus de cette fusion s’accumulent dans une lentille de magma, sous la croûte océanique. En refroidissant, le magma forme des basaltes en

Figure 2.2 – Déplacement des plaques sur la sphère. Leur mouvement peut être décrit par une rotation autour d’un axe, défini par un pôle de rotation.

60 30

0 30

60

0 30

FdF Go

Gk LR

Figure 2.3 – Les dorsales océaniques à travers le monde : AA, dorsale Amrérique-Antractique ; AcR, Ride des Açores ; Ca, Ride de Carlsberg ; Ch, dorsale du Chili ; CI, dorsale Centrale Indienne ; CN, dorsale Coco-Nazca, EP, dorsale Est Pacifique Nord et Sud ; Ex, Ride Explorer ; GA, Golfe d’Aden ; Gk, dorsale Gakkel ; Go, dorsale Gorda ; JdF, Juan de Fuca ; LR, ; MA, dorsale Médio-Atlantique Nord et Sud ; MR, Mer Rouge ; PA, dorsale Pacifique-Antarctique ; SEI, dorsale Sud-Est Indienne ; SOI, dorsale Sud-Ouest Indienne. Les dorsales indiquées en blanc sont celles ayant été étudiées par des réseaux sismologiques locaux. Les dorsales de l’océan Indien austral sont en jaunes.

Table 2.1 – Les différentes classes de dorsales.

Type taux d’expansion (mm/an) Réference Dorsales ultra-rapide >130 Sinton et al. (1991) EP (S)

rapide 90-130 Lonsdale (1977) EP (N)

intermédiaire 50-90 Lonsdale (1977) Ex, Go, JdF,

SEI

lent 20-50 Lonsdale (1977) Ca, CI, MA

ultra-lent <20 Lonsdale (1977) Ga, SOI

surface et des gabbros en profondeur. Au premier ordre, la croûte océanique est donc constituée, de bas en haut, de péridotites du manteau, de gabbros lentement refroidis en profondeur et de basalte dont le refroidissement est plus rapide et superficiel. Néanmoins, composition et quantité des laves varient en fonction du taux de séparation des plaques, de la température mais aussi de la rhéologie du manteau. Il en résulte des morphologies différentes selon le taux d’expansion de la dorsale.

Les plaques tectoniques s’éloignent les unes des autres à des vitesses variables, allant de 6 à 170 mm/an (tableau 2.1). On distingue ainsi généralement les dorsales à taux d’expansion ultra-lent, lent, intermédiaire et rapide à ultra-rapide. Quelque soit le taux de séparation, les plaques sont partout en tension, comme en témoigne la sismicité enregistrée le long des dorsales. Celle-ci diffère néanmoins selon le taux d’expansion, révélant des champs de contraintes et des déformations contrastés. Ce chapitre propose un aperçu de la sismicité des dorsales et des ses principales caractéristiques en fonction du taux d’expansion.