Les limites diffuses

De nombreuses zones de déformation sont visibles sur la surface terrestre (Figure 1.2). Pourtant la théorie de la tectonique des plaques implique des déformations étroites (de quelques kilomètres). Or les continents ne sont pas indéformables ce qui est particuliè- rement visible au niveau des montagnes (Gordon, 1995) grâce aux roches déformées,

FIGURE1.20 – Description géométrique de la rotation de la plaque paci- fique (bleue). Les flèches noires indiquent les mouvements divergents et convergents. Les continents sont en gris. Les petits cercles de rotation en rouge sont déduits des mouvements des failles transformantes. Modified

souvent plissées, aux nappes de charriages,.... De même, les plaques ne sont pas rigides (Müller & Smith, 1993) car les forces qui entraînent les plaques permettent aussi leurs déformations. Ces déformations sont aussi visibles grâce aux localisations des séismes dans des zones intraplaques censées être rigides ou dans des modèles du champ actuel de déformation (Figure 1.21 ; Kreemer et al. 2014).

Les limites diffuses ont été décrites par Wiens et al. (1985) puis par Gordon (1998, 2000), comme des limites dans lesquelles le mouvement entre deux plaques est ac- commodé par une zone de déformation de centaines voire de milliers de kilomètres (Gordon & Stein, 1992). Les limites diffuses continentales, qui représentent 9 % des li- mites de plaques et 23 000 km cumulés, sont plus importantes que les limites diffuses océaniques qui n’en représentent que 6 % (Bird, 2003). Ces limites ont des vitesses de déformation de deux ordres de magnitude plus petite que celles enregistrées le long des failles transformantes par exemple (Figure 1.21). Les limites diffuses continentales sont majoritairement des zones montagneuses et les limites diffuses océaniques sont des zones océaniques très étendues et concentrent le plus de déformations (Bird & Kreemer, 2015; Kreemer et al., 2014).

Les limites diffuses océaniques. Ces zones sont négligées dans les plaques tectoniques

banales appelées “composite plates” c’est-à-dire plaques composées. Donc une plaque composée est bordée par 3 limites où la déformation est localisée (dorsales, failles transformantes ou zones de subduction) et peut contenir 2 ou 3 blocs rigides appe- lés « component plates » c’est-à-dire plaques composantes. Ces plaques composantes sont séparées les unes des autres par des limites diffuses (Royer & Gordon, 1997). Par exemple, la plaque indo-australienne est une plaque composée de trois plaques com- posantes : la plaque indienne, la plaque capricorne et la plaque australienne (Royer & Gordon, 1997; Gordon, 2000 ; Figure 1.22).

La zone de déformation diffuse entre l’Inde et l’Australie est d’ailleurs la plus étendue. Ces limites diffuses n’ont pas un taux de déformation constant et ne se terminent pas forcément des deux côtés par un point triple mais potentiellement par une zone triple diffuse (Zatman et al. 2001 ; Figure 1.23).

FIGURE1.21 – Projection Mercator montrant le second invariant du taux de déformation 2D de la surface. Une échelle de couleur logarithmique est utilisée et permet une variation de 5 ordres de grandeur. Les zones blanches sont modélisées comme des régions internes des plaques de taux

FIGURE1.22 – Cartes montrant les différentes délimitations de la plaque indo-australienne. A. Les limites traditionnelles de la plaque composée indo-autralienne. Les emplacements de séismes de magnitudes supé- rieures à5,5 sont matérialisés par des cercles noirs. RTJ : jonction triple de Rodrigues ; CR : dorsale de Carlsberg ; CIR : ride indienne central ; SWIR : ride sud-ouest de l’Inde ; SEIR : ride sud-est de l’Inde ; 90ER : ride est 90 ; CIB : bassin de l’Inde centrale ; WB : bassin de Wharton ; Et PH : plaque de la mer Philippine. (B) Limites de la plaque comme proposé par DeMets et al. (1994). (C) Nouvelle géométrie de plaque avec la plaque australienne composée de la plaque capricorne, australienne et indienne. CAP : plaque capricorne ; AUS : plaque australienne redéfinie. Les zones en pointillé dé- signent les limites diffuses qui accommodent la divergence horizontale, tandis que les zones hachurées désignent des limites diffuses qui accu-

FIGURE1.23 – Evolution d’une limite de plaque diffuse si l’extension est plus rapide que la compression. L’affaiblissement produit par l’extension est montré par le volcanisme à l’extrémité supérieure de la limite (situation entre les plaques somaliennes et nubienne). Pour préserver l’équilibre, le pôle de rotation (en noir) se déplace vers le bas, augmentant la proportion de limites en extension et le taux de déformation (Zatman et al., 2001).

La vitesse associée au mouvement de ces limites, entre des plaques composantes donc, est de 2 mm/an à 16 mm/an, ce qui est bien inférieur aux mouvements des plaques com- posées. Par exemple, les taux d’expansion océanique sont de 12 mm/an à 160 mm/an avec une moyenne à 40 mm/an (Gordon, 2000) et les taux de convergence vont de 20 mm/an le long de la fosse du Chili à 110 mm/an au niveau de la limite Austra- lie/Pacifique avec une moyenne de 70 mm/an. Les failles transformantes, elles, ont des vitesses de 12 mm/an à 160 mm/an. Les limites diffuses sont présentes lorsque la contrainte déviatorique est importante et excède un certain seuil. Comme le montrent les cartes de taux de déformation (Figure 1.21), celui-ci est au moins de 2 ordres de grandeur plus petit que pour les limites étroites (Gordon, 1998, 2000). Pourtant la mise en place de ces déformation n’est pas encore déterminée. Elle peut être due à de vieilles faiblesses dans la lithosphère qui accumule la déformation, à des limites qui sont en train de se mettre en place (rifting,...), à une surrection du manteau,... La spécificité de ces zones diffuses est aussi géométrique car elles fonctionnent comme des fermetures éclair (Figure 1.23) pour accumuler la déformation. Quand un côté est en divergence, l’autre est en convergence et le pôle de rotation entre deux plaques composantes est

généralement dans la limite diffuse (Zatman et al., 2005).

Les limites diffuses continentales. De nombreuses zones de sismicité diffuses sont

également observables en milieu continental (Molnar, 1988 ; Figure 1.21, Figure 1.13). Ces zones peuvent provenir de collision, cisaillement ou initiation de rift. Elles peuvent contenir des systèmes interconnectés de failles (et de zones de cisaillement), de blocs ou d’écailles qui partitionnent les contraintes en régions de déplacements complexes, en distorsion interne et rotation à différentes échelles (Tommasi et al., 1995). Leur origine est mal connue même si Holdsworth et al. (2001) supposent qu’elles sont dues à des réactivations de zones de cisaillement ductile profondes, comme au niveau de la faille nord anatolienne (Dilek, 1994). Les chaînes montagneuses sont aussi des zones de dé- formation diffuse qui résultent de la collision de deux blocs continentaux. 33 orogènes ont été cartographiés par Bird (2003) et sont de différents types : prismes, plateaux, col- lapses orogéniques (Vanderhaeghe et al., 2003; Vanderhaeghe, 2009). Ces orogènes ont des taux de déformation très variables comme par exemple de 39 mm/an au niveau de la Sierra Nevada (Oldow, 2003). Le Tibet par exemple est la zone de déformation la plus grande sur Terre (Figure 1.21). La collision Inde-Asie a donné lieu à un raccourcisse- ment continental de 2500 km à 3000 km. Les déformations cassantes transparaissent sur de grandes failles décrochantes ou normales qui montrent un déplacement vertical et horizontal responsable de l’extrusion et de l’épaississement crustal. D’autres déforma- tions peuvent provenir de relaxations au niveau de la croûte, comme lorsque la force de traction de la subduction n’agit plus après décrochement de la plaque plongeante. Les forces tectoniques varient beaucoup dans ces zones mais sont du même ordre que

le “slab pull” (Wilson, 1993). Par exemple au niveau des Andes, elles sont de 1013N/m

(Husson, 2006). Déterminer le degré de déformation moyen des ces limites continen- tales est très difficile car les déformations adviennent dans des zones larges (jusqu’à des centaines de kilomètres ; Figure 1.21) et les techniques de calcul des vitesses de déformation vont dépendre du nombre de stations (Jackson et al., 2005).

Ces limites très présentent sur Terre mais en définitive peu étudiée par rapport aux limites étroites, sont pourtant le reflet d’une tectonique plus complexe que celle décrite

pas la tectonique des plaque. L’absence de telles limites à la surface de modèles nu- mériques de convection les rendra donc potentiellement comparable à la théorie de la tectonique des plaques mais dynamiquement peut comparable à la tectonique globale terrestre.