Chapitre 1
Tectonique des plaques, volumes de relief
et grands ensembles
morphostructuraux
Introduction
Grands volumes de relief et géodynamique globale : le rôle de la Tectonique des Plaques dans l’organisation des grands
ensembles morphostructuraux du globe
Au cours des années 1960, une révolution dans les Sciences de la Terre : l’avènement de la théorie de la Tectonique des Plaques, elle-même née de la « maturation » de 2 théories plus anciennes :
- la dérive des continents ou l’hypothèse de Wegener (1912) - l’expansion des fonds océaniques (démontrée au début des années 60)
Pour la géomorphologie, la Tectonique
des Plaques fournit une explication
cohérente de la répartition planétaire
des grandes volumes de relief et des
grands ensembles morphostructuraux.
Carte de l’âge du fond des océans établie à partir des anomalies magnétiques
(d’après Ch. Pomerol et al.)
1. Les mécanismes de la Tectonique des Plaques
1.1. Rappel sur la structure interne du globe terrestre
3 enveloppes distinctes :
-
Le noyau (interne + externe)
-
Le manteau (inférieur + moyen + supérieur)
-
La croûte (= écorce)
1. Les mécanismes de la Tectonique des Plaques
1.1. Rappel sur la structure interne du globe terrestre
La lithosphère = croûte +
manteau supérieur (jusqu’à 100-200 km de profondeur).
Elle est divisée en plaques lithosphériques rigides qui sont découplées de
l’asthénosphère plastique
La lithosphère est constituée de :
-
la croûte océanique (d=2,9), de composition basaltique
-
la croûte continentale (d=2,7),
de composition granitique
1. Les mécanismes de la Tectonique des Plaques
1.2. La mobilité des plaques lithosphériques
La lithosphère est découpée en une quinzaine de plaques en mouvement
1. Les mécanismes de la Tectonique des Plaques
1.2. La mobilité des plaques lithosphériques
• Les plaques prennent naissance au niveau des dorsales
océaniques (zones d’accrétion) et disparaissent par plongement (zones de subduction) au niveau des fosses océaniques.
• Les plaques sont animées de mouvements horizontaux liés aux courants de convection qui règnent dans le manteau, mais aussi de mouvements verticaux liés à l’isostasie (soulèvement ou subsidence)
D’après C. Allègre
1. Les mécanismes de la Tectonique des Plaques
1.3. Les types de frontières de plaques
Il existe 3 types de limites ou de frontières de plaques :
- Zones de divergence des
plaques (ou zones d’accrétion) : elles se situent au niveau des dorsales océaniques
- Zones de convergence des plaques : elles se situent au niveau des fosses océaniques et des chaînes plissées actives (zones de subduction)
- Zones de transformation : elles correspondent aux failles
transformantes (ex: San Andrea)
Zone de divergence : expansion océanique
Zone de convergence : Subduction océan- continent
Zone de convergence : Subduction continent- continent (collision)
2.1. Des domaines instables et des rythmes d’évolution rapides
2. Reliefs et géodynamique des domaines interplaques
La séismicité du globe de 1961 à 1967. La majorité des séismes sont localisés dans les zones de frontières de plaques (d’après C. Allègre).
Les domaines inter- plaques sont :
-
Les plus importantes zones de déformations de la planète
-
associées aux reliefs les plus vigoureux : chaînes de montagnes, dorsales et fosses
océaniques
-
caractérisées par une instabilité tectonique (séismicité) et parfois volcanique.
Répartition des volcans actifs sur Terre. La majorité des volcans sont localisés dans les zones de frontières de plaques
Grands volumes de relief et limites de plaques
2.1. Des domaines instables et des rythmes d’évolution rapides
2. Reliefs et géodynamique des domaines interplaques
Les rythmes d’évolution sont rapides :
-
Rythmes de la tectogenèse : vitesses de soulèvement comprises entre 500 et 5000 mm/ka dans les Alpes, en Himalaya ou dans les Andes
-Rythmes de la morphogenèse :
vitesses d’érosion comprises entre 400 et 700 mm/ka dans les Alpes centrales
=> d’où un bilan tectogenèse- morphogenèse en faveur d’un
soulèvement topographique
Relations entre altitude et vitesse de soulèvement topographique dans l’Himalaya central et les Andes Centrales (d’après Summerfield, 1991)2. Reliefs et géodynamique des domaines interplaques
2.2. Reliefs et géodynamique des zones de divergence : des océans en formation
Du rift continental à la formation des océans
1 : stade de distension (rifting) (ex : rift est-africain)
2 : stade du proto-océan ou
« océan étroit » (ex : Mer Rouge) 3 : stade du néo-océan ou « océan large » (ex : Atlantique)
4 : stade de subduction océanique (ex : Pacifique Ouest)
5 : stade de collision (ex : Alpes)
D’après Foucault & Raoult, 1983
Un exemple de rift continental en
formation : le rift est-africain
2. Reliefs et géodynamique des domaines interplaques
2.2. Reliefs et géodynamique des zones de divergence : des océans en formation
Conséquences sur la morphologie des fonds océaniques
La formation et l’évolution des océans, telle qu’elle vient d’être décrite à la lumière de la Tectonique des Plaques, permet aujourd’hui de comprendre la morphologie et les reliefs des fonds océaniques.
On divise généralement les fonds océaniques en 3 grandes provinces morphologiques :
- Les marges océaniques (marges passives vs. marges actives) - Les plaines abyssales (ou cuvettes océaniques)
- Les dorsales océaniques (ou rides océaniques)
2. Reliefs et géodynamique des domaines interplaques
2.2. Reliefs et géodynamique des zones de divergence : des océans en formation
Conséquences sur la morphologie des fonds océaniques
- Les marges océaniques (marges actives vs. marges passives) - Les plaines abyssales (ou cuvettes océaniques)
- Les dorsales océaniques (ou rides océaniques)
2. Reliefs et géodynamique des domaines interplaques
2.3. Reliefs et géodynamique des zones de convergence : des chaînes en formation
Les chaînes de subduction
Les chaînes de subduction et leur évolution (d’après Mattauer, 1985)
a – Subduction océan-continent accompagnée de distension et de volcanisme.
b – Formation d’une chaîne de subduction de type andin.
- Se forment au niveau des marges actives, lorsqu’une plaque océanique (dense) s’enfonce sous une plaque continentale (plus légère) - Ex : Cordillère des Andes
- Structure assez simple :
plissements et failles inverses - Zones de sismicité et de
volcanisme intenses
Un exemple de chaîne de subduction : la Cordillère des Andes en Amérique du Sud
2. Reliefs et géodynamique des domaines interplaques
2.3. Reliefs et géodynamique des zones de convergence : des chaînes en formation
Les chaînes d’obduction
Fig. 9 – Les chaînes d’obduction et leur évolution (d’après Mattauer, 1985)
a – Subduction océan-océan avec formation d’un arc insulaire b – Formation d’une chaîne d’obduction : une partie de la croûte océanique vient chevaucher le continent.
- Se forment lorsqu’une croûte continentale s’enfonce sous une croûte océanique
- A l’origine : subduction océan-océan ayant entraîné dans son mouvement un morceau de croûte
continentale
- Ex : Chaîne de l’Oman
- Structure complexe : nappes ophiolitiques, plissements intenses et chevauchements
2. Reliefs et géodynamique des domaines interplaques
2.3. Reliefs et géodynamique des zones de convergence : des chaînes en formation
Les chaînes de collision
- Se forment lorsque 2 plaques continentales entrent en collision
- A l’origine : subduction ou obduction ayant conduit jusqu’au stade de collision, voire d’hypercollision
- Ex : Himalaya, Alpes
- Structure complexe :
plissements, failles inverses, chevauchements,
décrochements…
Un exemple de chaîne de collision : l’Himalaya et la collision Inde-Eurasie
2. Reliefs et géodynamique des domaines interplaques
2.3. Reliefs et géodynamique des zones de convergence : des chaînes en formation
Les chaînes intracontinentales
- Se forment à l’intérieur d’une plaque continentale, par propagation des déformations ayant lieu au niveau des marges actives
- Ex : Montagnes Rocheuses, Pyrénées, Tian Shan (Asie centrale)
- Structure assez simple : plissements, failles inverses
La collision Inde-Eurasie et la propagation des déformations sur le continent asiatique : naissance de chaînes intracontinentales (d’après Tapponier et al., 1986)
Un exemple de chaîne intracontinentale : les Tian Shan (Asie Centrale)
3. Reliefs et géodynamique des domaines intraplaques
3.1. Des domaines stables et des rythmes d’évolution lents
Grands types de volumes de relief dans les domaines stables de plates-formes (d’après Le Cœur) Les domaines stables (intraplaques) occupent l’essentiel de la surface des plaques.
Ces zones sont peu sismiques et rarement volcaniques. Elles comprennent :
- Les bassins océaniques (à l’exclusion des dorsales et des fosses océaniques) - Les plates-formes émergées : socles cristallins et bassins sédimentaires
3. Reliefs et géodynamique des domaines intraplaques
3.2. Reliefs et géodynamique des socles cristallins :
des plates-formes soulevées (boucliers et massifs anciens)
Les socles sont des plates-formes aplanies et soulevées (ou bombées), avec des rythmes de soulèvement et d’érosion lent (1 à 10 mm/ka)
Ils se différencient en 2 types, en fonction de leur dimension et de leur âge :
- Les boucliers : ce sont de vastes plates-formes soulevées d’âge précambrien
=> ex : boucliers canadien, guyano-brésilien, australien…)
- Les massifs « anciens » : ce sont des plates- formes soulevées de dimensions plus réduites et d’âge primaire
=> ex : Massif armoricain, Massif central,
Vosges… Un exemple de socle cristallin de type massif « ancien » : le Massif armoricain
3. Reliefs et géodynamique des domaines intraplaques
3.3. Reliefs et géodynamique des bassins sédimentaires : des plates-formes affaissées
Les bassins sédimentaires sont des plates-formes affaissées (par subsidence) et comblées de sédiments.
=> ces sédiments proviennent de l’érosion des chaînes de montagnes plissées, qui deviennent ensuite des socles
Un exemple de bassin sédimentaire : le Bassin parisien
Conclusion
En résumé, si l’on exclut les reliefs immergés des fonds océaniques, les types et la répartition des grands ensembles morphostructuraux se résument comme suit :
Grands ensembles morphostructuraux
CHAÎNES PLISSÉES (domaines instables)
PLATE-FORMES (domaines stables)
d’obduction de collision
socles cristallins
bassins sédimentaires de subduction
intracontinentales
Prolongements et applications :
Géomorphologie planétaire et comparée dans le système solaire
Une Tectonique des plaques sur la planète Mars ?
Le grand canyon martien Valles Marineris
serait une structure de rift entre deux plaques
tectoniques, séparées par des failles.
Prolongements et applications :
Géomorphologie planétaire et comparée dans le système solaire
