Tectonique des plaques et expansion océanique

Les Études Géologiques et Géophysiques du Plancher Océanique et les Implications pour la Théorie de la Tectonique des Plaques

Cette note explore les méthodes et découvertes issues des études géologiques et géophysiques du plancher océanique, qui ont été fondamentales pour l'établissement de la théorie de la tectonique des plaques.

L'Expansion des Fonds Marins et la Tectonique des Plaques

• Morphologie et bathymétrie du fond marin: Caractérisation de la forme et de la profondeur des océans.

• Structure et composition de la croûte océanique: Description des couches et matériaux constitutifs.

• Observations géophysiques: Analyse du flux de chaleur et des anomalies gravimétriques.

• Anomalies magnétiques: Étude des variations du champ magnétique enregistré dans la croûte océanique.

• Géomagnétisme: Compréhension du champ magnétique terrestre et de ses inversions.

• L'hypothèse d'expansion des fonds marins: Théorie clé expliquant la divergence des plaques.

• Les failles transformantes: Caractéristiques structurales majeures des dorsales océaniques.

• Les fosses océaniques et la subduction de la lithosphère océanique: Zones de destruction de la croûte océanique.

Rappel Terminologique des Âges

• 1 ka = 1 kilo-an = 1 000 ans ()

• 1 Ma = 1 méga-an = 1 000 000 ans ()

• 1 Ga = 1 giga-an = 1 000 000 000 ans ()

Les Dorsales Médio-Océaniques

Les dorsales médio-océaniques sont les plus grandes chaînes volcaniques actives de la Terre, s'étendant sur environ 60 000 à 65 000 km.

Caractéristiques

• Longueur totale: Environ 60 00

0 à 65 000 km.

• Largeur des reliefs: ~1000 à ~3000 km.

• Altitude: La dorsale culmine à ~2,5 km, s'élevant de ~2-3 km au-dessus des plaines abyssales.

• Segmentation: Segmentées par des failles transformantes et des zones de fracture.

Vitesse d'Expansion aux Dorsales

• Lentes: 1-5 cm/année

• Intermédiaires: 5-9 cm/année

• Rapides: 9-18 cm/année

La morphologie détaillée de la dorsale dépend de sa vitesse d'expansion, influençant la présence ou l'absence d'une vallée axiale.

Variation de la Profondeur du Fond Marin

Il existe une relation bien définie entre la profondeur de l'océan, la distance de la dorsale et l'âge de la croûte océanique. La profondeur est proportionnelle à , ce qui est équivalent à de la croûte.

Structure de la Croûte Océanique

La croûte océanique est principalement composée de roches basiques (mafiques, ferromagnésiennes) silicatées, incluant des laves de basalte (roches volcaniques) et des gabbros (roches plutoniques).

Anomalies Gravimétriques

• L'anomalie d'air libre: Correspond à la bathymétrie à courte échelle, sans grande variation à grande échelle, ce qui suggère une compensation isostatique.

• L'anomalie de Bouguer: Négative sous les dorsales, due à une zone de manteau de densité anormalement faible (matériel chaud remontant).

Structure Géophysique

Les mesures de vitesses sismiques et de densités indiquent une croûte océanique mince.

Flux de Chaleur

Le flux de chaleur () est la quantité d'énergie qui traverse une surface par unité de temps, exprimée en W/m² (ou mW/m²). La formule en 1D est , où est la conductivité thermique.

Origine

Le flux de chaleur provient du refroidissement de la Terre (chaleur résiduelle d'accrétion + chaleur latente de cristallisation) et de la production de chaleur par la désintégration radioactive d'éléments tels que l'U, le Th et le K.

Valeurs Typiques

• Moyenne globale: 87 mW/m²

• Moyenne continentale: 65 mW/m²

• Moyenne océanique: 101 mW/m²

• Dorsales médio-océaniques: >250 mW/m² (très élevé)

La densité de flux de chaleur perdue par la Terre diminue avec la distance de la dorsale, c'est-à-dire avec l'âge de la lithosphère océanique.

Subsidence du Fond Marin: Évidence des Atolls et Guyots

Harry Hess a proposé l'hypothèse de l'expansion des fonds marins en 1962 pour expliquer la distribution des guyots et des monts sous-marins. La progression systématique de l'évolution des îles pour former les atolls, guyots et monts sous-marins est due à la subsidence graduelle du plancher océanique à mesure qu'il s'éloigne des dorsales et vieillit.

La matière chaude en provenance du manteau remonte à la surface au niveau des dorsales, se refroidit pour former la croûte océanique, qui s'éloigne ensuite de la dorsale et subit une subsidence progressive.

Les Anomalies Magnétiques Océaniques

Les sondages du champ magnétique ont révélé des anomalies dans le plancher océanique, situées symétriquement autour des dorsales. Ces anomalies, avec des bandes de magnétisme normal (noir) et inversé (blanc), ont une signification cruciale pour l'expansion des fonds marins.

Le Champ Magnétique Terrestre

Le champ magnétique terrestre est un vecteur caractérisé par sa magnitude et sa direction, mesurée par l'induction magnétique B.

Définitions Directionnelles

• Inclinaison (I): Angle entre B et le plan horizontal.

• Déclinaison (D): Angle entre la composante horizontale de B () et le nord géographique.

Géométrie

Le champ est approximé par un dipôle magnétique, dont l'axe est incliné à par rapport à l'axe de rotation de la Terre. L'IGRF (International Geomagnetic Reference Field), mis à jour tous les ~5 ans, modélise ces variations.

• Pôle géographique: Axe de rotation de la Terre.

• Pôle magnétique: Point où les lignes du champ ont une inclinaison verticale.

• Pôle géomagnétique: Point théorique de l'axe de la composante dipolaire du champ.

Les Anomalies Magnétiques

La différence entre le champ magnétique mesuré et le champ de référence IGRF donne les anomalies magnétiques locales, dues à la magnétisation des roches de la lithosphère (principalement la croûte).

La Magnétisation des Matériaux

La magnétisation est l'alignement des dipôles magnétiques des matériaux en réponse à un champ magnétique externe.

• Magnétisation induite: S'annule lorsque le champ externe est retiré.

• Magnétisation rémanente: Subsiste quasi-permanemment même après la suppression du champ externe.

Magnétisation en Domaines

Dans certains matériaux (ex: minéraux de fer), les dipôles forment des domaines magnétiques localement alignés. En présence d'un champ externe, ces domaines s'alignent, produisant une magnétisation forte.

• Ferromagnétique: Tous les domaines s'alignent fortement.

• Anti-ferromagnétique: Les alignements s'annulent.

• Ferrimagnétique: Alignements parallèles et opposés, mais déséquilibrés, résultant en une magnétisation non nulle.

Le Cycle de Magnétisation: Hystérésis

Décrit comment la magnétisation d'un matériau change en fonction d'un champ magnétique externe appliqué. Elle peut retenir une magnétisation rémanente (Mr) même lorsque le champ externe redevient nul.

La Magnétisation Thermorémanente

La magnétisation des roches dépend de la température. La température de Curie (Tc) est la température maximale permettant la magnétisation. Si la température dépasse Tc, l'énergie de vibration désorganise les domaines.

Lorsqu'une roche se refroidit en dessous de Tc et ensuite de la température de blocage (Tb), elle acquiert une magnétisation alignée avec le champ magnétique terrestre présent à ce moment-là, qui est ensuite "bloquée" et préservée.

Magnétisation Détritique

Préservation de la magnétisation dans les roches sédimentaires où les grains ferromagnétiques s'alignent avec le champ magnétique externe lors de leur dépôt.

Les Inversions du Champ Magnétique Terrestre

Des études ont montré que le champ magnétique terrestre a subi des inversions de polarité au cours de l'histoire géologique. Ces découvertes, rendues possibles par la datation radiométrique (méthode K-Ar), ont mené à l'établissement d'une échelle chronologique/magnétique.

Magnétostratigraphie

L'étude des inversions a été essentielle pour la corrélation des couches géologiques et la reconstitution de la chronologie des événements géologiques. Les sédiments océaniques complètent l'analyse des laves pour établir les âges.

Établissement de l'Échelle de Temps Géomagnétique

• Époque: ~1 Ma, polarité prédominante (normale ou inversée).

• Événement: ~50 ka ou moins, inversions de plus courte durée.

• Excursion

: ~5 ka ou moins, changement bref, pas une inversion "réelle".

• Chron: ~1 Ma, âge associé à l'époque.

• Subchron: ~100 ka ou moins, âge associé à l'événement.

• Superchron: >10 Ma sans inversion.

La périodicité moyenne des inversions est d'environ années, mais elle est très variable. Le Superchron du Crétacé (Cretaceous Quiet Zone) est un exemple de période sans inversion significative (~40 Ma).

Durée d'une Inversion Géomagnétique

Les laves suggèrent une durée courte (< 20 ka), tandis que des sédiments à haute résolution suggèrent une durée de 1 ka ou moins. Les inversions sont progressives, avec des périodes de transition.

Durée d'une Excursion Géomagnétique

Des événements comme l'Excursion de Laschamps (41 ka) ont une durée de ~1,8 ka, montrant des changements polaires rapides.

La Source du Champ Magnétique Terrestre

Le champ magnétique est généré par le mouvement turbulent du fer et du nickel fluides dans le noyau externe de la Terre (effet dynamo). La rotation du noyau et les variations de chaleur/densité entraînent la convection, qui à son tour crée des courants électriques et un champ magnétique auto-entretenu.

La Géodynamo

Les interactions électromagnétiques dans le noyau externe sont modélisées comme une dynamo. Des modèles complexes, comme celui de Glatzmaier & Roberts (1995), simulent les inversions, montrant que l'inversion elle-même dure environ 1000-2000 ans et que le champ est instable pendant cette période.

Lien avec l'Expansion des Fonds Marins

L'hypothèse formulée par Vine, Matthews & Morley (1963), s'appuyant sur celle de Hess (1962), a établi que les anomalies magnétiques dans la croûte océanique sont la preuve directe de l'expansion des fonds marins. La lave refroidie aux dorsales acquiert une magnétisation thermorémanente qui enregistre la polarité du champ magnétique au moment de sa formation, créant des bandes symétriques de polarité normale et inversée de part et d'autre des dorsales.

Isochrones

Ces anomalies permettent de tracer des isochrones (courbes d'âge égal) du plancher océanique, prouvant que l'âge du fond marin augmente avec la distance à la dorsale.

Vitesse d'Expansion

En identifiant les isochrones et mesurant la distance depuis la dorsale, on peut calculer la vitesse d'expansion. Le taux d'expansion varie de ~1 cm/an à ~16 cm/an. Environ 3,5 km² de nouveau fond océanique sont créés chaque année, représentant ~20 km³ de croûte.

L'âge du plancher océanique le plus ancien se trouve dans le Pacifique occidental, datant d'environ 180-200 Ma.

Reconstruction de la "Dérive" des Continents

Les anomalies magnétiques et les isochrones permettent de reconstruire les positions passées des continents jusqu'à environ 180 Ma, en "fermant" les océans selon les lignes d'âge.

Les Failles Transformantes

Ces systèmes de failles et de fractures, importants dans les océans, ont été expliqués par J. Tuzo Wilson (1965) comme des zones de mouvement horizontal entre des segments de dorsales. Contrairement aux failles décroch

antes classiques, l'activité sismique ne se produit que dans la portion entre les dorsales.

Les failles transformantes sont associées à la géométrie des rifts et servent d'ajustement entre les segments de la dorsale médio-océanique, expliquant l'arrêt abrupt de l'activité sismique perçue à leurs extrémités.

Destruction et Recyclage du Fond Océanique

La lithosphère océanique est recyclée dans le manteau aux fosses océaniques, via le processus de subduction. Ces zones sont caractérisées par de grandes anomalies gravimétriques d'air libre, indiquant un déséquilibre isostatique local.

La subduction est associée à la formation d'arcs volcaniques (nouvelle croûte continentale) et d'arcs insulaires (nouvelle croûte juvénile dans les bassins marginaux).

Les volcans et séismes significatifs se situent majoritairement le long des frontières de plaques tectoniques, formant par exemple le "Cercle de feu" du Pacifique.

"Budget" du Plancher Océanique

• Production de croûte océanique: ~3,3 km² de plancher océanique ou ~20 km³ de croûte par an.

• Superficie actuelle: km².

• Âge maximal: ~180 Ma.

Le taux de destruction du plancher océanique est relativement constant (~2-5 cm/an) pour n'importe quel âge, mais le rapport aire/âge diminue avec le temps car la subduction affecte principalement la croûte plus ancienne.

Conclusion

Les études géologiques et géophysiques du plancher océanique ont fourni des preuves irréfutables de l'expansion des fonds marins et des inversions du champ magnétique terrestre, constituant ainsi les piliers de la théorie moderne de la tectonique des plaques.

Les études géologiques et géophysiques du plancher océanique et leurs implications pour la théorie de la tectonique des plaques

Cette note explore les observations géologiques et géophysiques fondamentales réalisées sur le plancher océanique qui ont conduit à l'élaboration et à l'acceptation de la théorie de la tectonique des plaques, en mettant l'accent sur l'expansion des fonds marins et le rôle des dorsales médio-océaniques.

L'expansion des fonds marins et la tectonique des plaques

L'étude du plancher océanique a révélé des caractéristiques clés qui soutiennent la théorie de la tectonique des plaques. Ces observations incluent la morphologie des fonds marins, la structure de la croûte océanique, des données géophysiques comme le flux de chaleur et les anomalies gravimétriques, ainsi que des anomalies magnétiques spécifiques.

Morphologie et bathymétrie du fond marin

Le fond marin présente une topographie variée, notamment des dorsales médio-océaniques, des plaines abyssales, des fosses océaniques et des monts sous-marins. La bathymétrie (mesure des profondeurs océaniques) a permis de cartographier ces reliefs et d'identifier des relations systématiques avec l'âge de la croûte océanique.

• Des études montrent une relation bien définie entre la profondeur de l'océan, la distance à la dorsale et l'âge de la croûte océanique. La profondeur est proportionnelle à la racine carrée de la distance, équivalente à la racine carrée de l'âge.
• La morphologie détaillée des dorsales (creux axial ou non) dépend de la vitesse d'expansion.

Structure et composition de la croûte océanique

La croûte océanique a une structure en couches distinctes et est principalement composée de roches basiques (mafiques, ferromagnésiennes) et silicatées.

• Couche 1 : Sédiments.
• Couche 2 : Basaltes en coussins (laves volcaniques à structure caractéristique formée par refroidissement rapide sous l'eau) et dykes de basalte.
• Couche 3 : Gabbros (roches plutoniques équivalentes aux basaltes, se formant par refroidissement lent en profondeur).

Observations géophysiques : flux de chaleur et anomalies gravimétriques

Les mesures du flux de chaleur et des anomalies gravimétriques fournissent des preuves supplémentaires de l'activité géodynamique sous les océans.

• Le flux de chaleur (quantité de chaleur traversant une surface par unité de temps) est significativement plus élevé au niveau des dorsales médio-océaniques (>250 mW/m²) et diminue avec la distance à la dorsale (et l'âge de la lithosphère océanique).
• Les anomalies gravimétriques (variations locales de la gravité) révèlent des caractéristiques importantes :
  • L'anomalie d'air libre correspond à la bathymétrie à courte échelle, suggérant une compensation isostatique.
  • L'anomalie de Bouguer est négative sous les dorsales, indiquant une zone de manteau de faible densité (matériel chaud remontant).
  • Les grandes anomalies négatives aux fosses océaniques impliquent un état localement hors d'équilibre isostatique, cohérent avec le plongement de matériaux plus froids.

Anomalies magnétiques et géomagnétisme

Les anomalies magnétiques océaniques sont des variations du champ magnétique terrestre enregistrées dans la croûte océanique. Elles sont cruciales pour comprendre l'expansion des fonds marins.

Le champ magnétique terrestre : définitions de base

• Le champ magnétique terrestre est un vecteur (magnitude et direction).
• Quantités mesurées : intensité (en Tesla ou nT), inclinaison (angle avec l'horizontale), déclinaison (angle avec le nord géographique).
• Il est approximé par un dipôle magnétique dont l'axe est incliné par rapport à l'axe de rotation.
• La différence entre le champ magnétique mesuré et un modèle de référence (IGRF) donne l'anomalie magnétique locale, due à la magnétisation de la lithosphère.

La magnétisation des matériaux

• La magnétisation est l'alignement des dipôles magnétiques dans un matériel en réponse à un champ magnétique externe.
• La magnétisation rémanente est conservée même après la disparition du champ externe.
• La magnétisation thermorémanente se produit lorsque les roches se refroidissent en dessous de la température de Curie (Tc) dans un champ magnétique, "gelant" l'orientation des domaines magnétiques. Pour les basaltes, Tc ~450-650°C.

Les inversions du champ magnétique terrestre

• Des études sur la magnétisation des roches ont montré que le champ magnétique terrestre s'est inversé de nombreuses fois au cours de l'histoire géologique.
• L'échelle de temps géomagnétique est établie grâce à la datation radiométrique des laves. Elle distingue :
  • Époques (~1 Ma) : périodes de polarité normale ou inversée prédominante.
  • Événements (~50 ka) : inversions de plus courte durée.
  • Excursions (~5 ka) : changements brefs et souvent incomplets du champ.
• La durée d'une inversion est relativement courte, de l'ordre de 1 à 20 ka.

Hypothèse d'expansion des fonds marins et anomalies magnétiques

L'hypothèse de Vine, Matthews et Morley (1963), basée sur celle de Hess (1962), a postulé que le plancher océanique se forme aux dorsales et enregistre la polarité du champ magnétique terrestre au moment de sa formation. À mesure que le plancher s'écarte de la dorsale, des bandes alternées de polarité normale et inversée sont créées symétriquement par rapport à l'axe de la dorsale.

• Ces bandes magnétiques "fossiles" agissent comme un "code-barres" qui permet de dater le plancher océanique et de calculer les vitesses d'expansion.
• Des isochrones (courbes de même âge) peuvent être tracées sur la base de ces anomalies magnétiques.

Les dorsales médio-océaniques

Les dorsales sont la plus grande chaîne volcanique active de la Terre, s'étendant sur ~60 000 km, larges de ~1000 à ~3000 km et culminant à ~2,5 km au-dessus des plaines abyssales.

• Elles sont segmentées par des failles transformantes.
• Les vitesses d'expansion varient : lentes (1-5 cm/an, ex: Atlantique), intermédiaires (5-9 cm/an), rapides (9-18 cm/an, ex: Pacifique Est).
• La matière chaude du manteau remonte aux dorsales, formant la croûte océanique par volcanisme, qui se refroidit et s'écarte, entraînant une subsidence graduelle avec l'âge.

Les failles transformantes

Proposées par J. Tuzo Wilson (1965), les failles transformantes sont des segments de failles qui relient des segments de dorsales (ou des fosses). Elles se caractérisent par un mouvement opposé à celui attendu pour une faille décrochante "classique" et une activité sismique concentrée uniquement entre les segments de dorsale déplacés. Elles ajustent la géométrie de l'expansion du plancher océanique.

Les fosses océaniques et la subduction de la lithosphère océanique

Aux fosses océaniques (ex: Pacifique ouest), la lithosphère océanique dense et froide plonge dans le manteau, un processus appelé subduction. Cela entraîne la destruction et le recyclage de la croûte océanique.

• Les zones de subduction sont associées à une forte activité sismique et volcanique (arcs volcaniques).
• Elles sont également caractérisées par de grandes anomalies gravimétriques négatives.

Budget du plancher océanique

• Environ 3,3 km² de nouveau plancher océanique sont produits et 20 km³ de nouvelle croûte océanique sont créés chaque année.
• L'âge maximal du plancher océanique actuel est d'environ 180-200 Ma (Pacifique ouest), car le plancher plus ancien est subducté.
• Les anomalies magnétiques préservent une trace de l'ouverture des océans jusqu'à 180 Ma, permettant la reconstruction paléogéographique de la dérive des continents.

La source du champ magnétique terrestre : la géodynamo

Le champ magnétique terrestre est généré par un processus appelé géodynamo, qui a lieu dans le noyau externe liquide de la Terre. Ce processus implique des interactions électromagnétiques complexes.

• Le noyau externe est composé de fer (+ nickel) fluide, bon conducteur d'électricité.
• La convection turbulente (due à la chaleur, aux variations de température et de densité) du fluide, combinée à la rotation terrestre, crée des courants électriques.
• Ces courants génèrent un champ magnétique, qui à son tour renforce les courants électriques, créant un système auto-entretenu.
• Des modèles comme celui de Rikitake (une paire de dynamos) et des simulations numériques (Glatzmaier & Roberts, Sheyko et al.) montrent que ce système peut être chaotique et reproduire des inversions de polarité.
• Les simulations suggèrent une durée totale d'inversion de l'ordre de 1000-2000 ans.

Conclusion

Les études géologiques et géophysiques du plancher océanique, en particulier les observations des dorsales médio-océaniques, des anomalies magnétiques, du flux de chaleur et des fosses de subduction, ont fourni des preuves irréfutables de l'expansion des fonds marins et de la tectonique des plaques. Ces données ont permis de comprendre la dynamique de la Terre, la formation de la croûte océanique, les inversions du champ magnétique terrestre et de reconstruire l'histoire géologique des continents.

Les études géologiques/géophysiques du plancher océanique et les implications pour la théorie de la tectonique des plaques

La théorie de la tectonique des plaques est étayée par de nombreuses observations géologiques et géophysiques du plancher océanique, notamment l'expansion des fonds marins et les anomalies magnétiques. Ces études ont permis de comprendre la dynamique des dorsales médio-océaniques, la formation de la croûte océanique, et les processus de subduction qui recyclent cette croûte.

L'expansion des fonds marins et la tectonique des plaques

L'hypothèse d'expansion des fonds marins, proposée par Harry Hess en 1962, est un pilier de la tectonique des plaques. Elle explique comment le nouveau plancher océanique est créé au niveau des dorsales médio-océaniques et comment il s'éloigne progressivement de celles-ci.

Morphologie et bathymétrie du fond marin

Le plancher océanique présente une morphologie complexe, caractérisée par des dorsales médio-océaniques, des plaines abyssales, des fosses océaniques et des failles transformantes.

• Les dorsales médio-océaniques sont la plus grande chaîne volcanique active de la Terre, s'étendant sur environ 60 000 à 65 000 km. Elles atteignent une hauteur de ~2,5 km au-dessus des plaines abyssales et sont segmentées par des failles transformantes.

  • Les vitesses d'expansion varient: lentes (1-5 cm/an), intermédiaires (5-9 cm/an), et rapides (9-18 cm/an).

  • La morphologie détaillée de la dorsale (vallée axiale ou non) dépend de sa vitesse d'expansion.

• Il existe une relation bien définie entre la profondeur de l'océan, la distance à la dorsale et l'âge de la croûte océanique: la profondeur est proportionnelle à la racine carrée de la distance et de l'âge.

Structure et composition de la croûte océanique

La croûte océanique est principalement composée de roches basiques (mafiques, ferromagnésiennes) silicatées. Sa structure type inclut:

• Les laves en coussins (basaltes volcaniques), formées par un refroidissement rapide au contact de l'eau.

• Les dykes de gabbro, des roches plutoniques formées par refroidissement plus lent en profondeur.

• Le gabbro stratifié, composant les couches profondes de la croûte.

Observations géophysiques: flux de chaleur et anomalies gravimétriques

Plusieurs observations géophysiques confirment l'expansion des fonds marins:

• Flux de chaleur: La quantité de chaleur par unité de temps (en W/m²) est significativement plus élevée aux dorsales médio-océaniques (>250 mW/m²) et diminue avec la distance à la dorsale, c'est-à-dire avec l'âge de la lithosphère océanique.

• Anomalies gravimétriques:

  • L'anomalie d'air libre est corrélée à la bathymétrie à courte échelle, suggérant une compensation isostatique.

  • L'anomalie de Bouguer est négative sous les dorsales, indiquant une zone de manteau de faible densité due au matériel chaud en remontée.

La subsidence du fond marin, notamment visible par la distribution des atolls et guyots, est une preuve supplémentaire: la matière chaude du manteau remonte aux dorsales, se refroidit et s'épaissit en s'éloignant, provoquant un affaissement progressif.

Anomalies magnétiques et géomagnétisme

Les anomalies magnétiques sont cruciales pour prouver l'expansion des fonds marins.

Le champ magnétique terrestre

Le champ magnétique terrestre est un vecteur caractérisé par son intensité, son inclinaison (angle avec le plan horizontal) et sa déclinaison (angle entre la composante horizontale et le nord géographique).

• Il peut être approximé par un dipôle magnétique dont l'axe est incliné de par rapport à l'axe de rotation de la Terre.

• Des modèles comme l'IGRF (International Geomagnetic Reference Field) sont utilisés pour décrire les variations temporelles et spatiales du champ.

Les anomalies magnétiques

Les anomalies magnétiques sont les différences entre le champ magnétique mesuré et le champ de référence. Elles sont causées par la magnétisation des roches de la lithosphère, principalement la croûte.

• La magnétisation induite dépend de la présence d'un champ externe.

• La magnétisation rémanente est une aimantation quasi-permanente conservée même après la suppression du champ externe.

• La magnétisation thermorémanente se produit lorsque les roches basaltiques refroidissent en dessous de leur température de Curie () et de température de blocage () en présence du champ magnétique terrestre, "enregistrant" ainsi sa polarité. Les laves basaltiques de la croûte océanique sont riches en fer et peuvent donc être magnétisées.

Les inversions du champ magnétique terrestre

Des études paléomagnétiques ont montré que le champ magnétique terrestre s'est inversé de nombreuses fois au cours de l'histoire géologique.

• Bernard Brunhes et Motonori Matayuma ont été parmi les premiers à documenter ces inversions.

• La magnétostratigraphie permet de corréler les polarités magnétiques enregistrées dans les laves et les sédiments, créant ainsi une échelle chronologique géomagnétique.

• Cette échelle distingue les époques (environ 1 Ma, polarité prédominante), les événements (moins de 50 ka, inversions plus courtes) et les excursions (moins de 5 ka, changements brefs).

• La durée d'une inversion est estimée à moins de 20 ka pour les laves et à moins de 1 ka pour les sédiments.

La géodynamoLe champ magnétique terrestre est généré par un processus appelé géodynamo dans le noyau externe fluide de la Terre.

• La convection turbulente du fer liquide, combinée à la rotation terrestre, génère des courants électriques qui créent et maintiennent le champ magnétique.

• Des modèles comme celui de Rikitake (une paire de dynamos) et des simulations numériques (Glatzmaier & Roberts) reproduisent les inversions de polarité, suggérant qu'elles sont une caractéristique intrinsèque du fonctionnement de la géodynamo.

Lien avec l'expansion des fonds marins

L'hypothèse unificatrice de Vine, Matthews et Morley (1963) a combiné l'idée de l'expansion des fonds marins de Hess avec les inversions du champ magnétique.

• Les laves produites aux dorsales se magnétisent en refroidissant, enregistrant la polarité du champ magnétique à ce moment.

• À mesure que le nouveau plancher s'éloigne de la dorsale, il crée des bandes de magnétisation alternées (normales et inversées) symétriques de chaque côté de la dorsale.

• Ces bandes d'anomalies magnétiques agissent comme un "code-barres" qui peut être corrélé avec l'échelle chronologique géomagnétique.

• Les isochrones, lignes d'égale âge sur le plancher océanique tracées à partir de ces anomalies, confirment l'expansion.

Les failles transformantes

Les failles transformantes sont des failles majeures qui segmentent les dorsales médio-océaniques.

• Proposées par J. Tuzo Wilson (1965), elles permettent un mouvement horizontal entre les segments de dorsale.

• Contrairement aux failles décrochantes classiques, l'activité sismique des failles transformantes est limitée à la zone entre les deux segments de dorsale, où les plaques se déplacent dans des directions opposées.

Destruction et recyclage du fond océanique

Le plancher océanique est détruit et recyclé dans le manteau au niveau des fosses océaniques, par un processus appelé subduction de la lithosphère océanique.

• Cela se produit là où la lithosphère océanique plonge sous une autre plaque océanique ou continentale.

• Les zones de subduction sont caractérisées par des anomalies gravimétriques négatives de grande ampleur, une forte activité sismique (ex: "Cercle de feu" du Pacifique) et un volcanisme intense, formant des arcs volcaniques et des arcs insulaires.

Budget du plancher océanique

Le bilan de création et de destruction du plancher océanique est un aspect clé de la tectonique des plaques.

• La création annuelle de croûte océanique est d'environ 3,3 km² de plancher océanique, soit environ 20 km³ de croûte.

• L'âge maximal du plancher océanique est d'environ 180-200 Ma (dans le Pacifique ouest), bien que certains rares fonds marins puissent être plus anciens (Est de la mer Méditerranée, environ 340 Ma).

• Le taux de destruction du plancher océanique est relativement constant, de l'ordre de 2-5 cm/an.

Reconstruction de la "dérive" des continents

Les anomalies magnétiques et les isochrones permettent de reconstruire les positions passées des continents jusqu'à environ 180 Ma en "refermant" les bassins océaniques le long de ces isochrones. Cela démontre la dynamique de la dérive continentale.

Points Clés à Retenir

• Les dorsales médio-océaniques sont des zones de création de nouvelle croûte océanique par volcanisme basaltique.

• Le flux de chaleur est élevé aux dorsales et diminue avec l'âge du plancher océanique.

• La profondeur de l'océan augmente avec l'âge et la distance à la dorsale, en raison du refroidissement et de la subsidence de la lithosphère.

• Les anomalies magnétiques enregistrées dans la croûte océanique forment des bandes symétriques de chaque côté des dorsales, témoignant des inversions du champ magnétique terrestre.

• Ces anomalies permettent de dater le plancher océanique et de calculer les vitesses d'expansion des fonds marins.

• Les failles transformantes sont des zones de cisaillement qui segmentent les dorsales.

• Les fosses océaniques sont des zones de subduction où la lithosphère océanique est recyclée dans le manteau, entraînant une activité volcanique et sismique intense.

• L'équilibre entre la création aux dorsales et la destruction aux zones de subduction maintient un "budget" constant pour la lithosphère océanique.

uma ont été parmi les premiers à documenter ces inversions.

• La magnétostratigraphie permet de corréler les polarités magnétiques enregistrées dans les laves et les sédiments, créant ainsi une échelle chronologique géomagnétique.

• Cette échelle distingue les époques (environ 1 Ma, polarité prédominante), les événements (moins de 50 ka, inversions plus courtes) et les excursions (moins de 5 ka, changements brefs).

• La durée d'une inversion est estimée à moins de 20 ka pour les laves et à moins de 1 ka pour les sédiments.

La géodynamoLe champ magnétique terrestre est généré par un processus appelé géodynamo dans le noyau externe fluide de la Terre.

• La convection turbulente du fer liquide, combinée à la rotation terrestre, génère des courants électriques qui créent et maintiennent le champ magnétique.

• Des modèles comme celui de Rikitake (une paire de dynamos) et des simulations numériques (Glatzmaier & Roberts) reproduisent les inversions de polarité, suggérant qu'elles sont une caractéristique intrinsèque du fonctionnement de la géodynamo.

Lien avec l'expansion des fonds marins

L'hypothèse unificatrice de Vine, Matthews et Morley (1963) a combiné l'idée de l'expansion des fonds marins de Hess avec les inversions du champ magnétique.

• Les laves produites aux dorsales se magnétisent en refroidissant, enregistrant la polarité du champ magnétique à ce moment.

• À mesure que le nouveau plancher s'éloigne de la dorsale, il crée des bandes de magnétisation alternées (normales et inversées) symétriques de chaque côté de la dorsale.

• Ces bandes d'anomalies magnétiques agissent comme un "code-barres" qui peut être corrélé avec l'échelle chronologique géomagnétique.

• Les isochrones, lignes d'égale âge sur le plancher océanique tracées à partir de ces anomalies, confirment l'expansion.

Les failles transformantes

Les failles transformantes sont des failles majeures qui segmentent les dorsales médio-océaniques.

• Proposées par J. Tuzo Wilson (1965), elles permettent un mouvement horizontal entre les segments de dorsale.

• Contrairement aux failles décrochantes classiques, l'activité sismique des failles transformantes est limitée à la zone entre les deux segments de dorsale, où les plaques se déplacent dans des directions opposées.

Destruction et recyclage du fond océanique

Le plancher océanique est détruit et recyclé dans le manteau au niveau des fosses océaniques, par un processus appelé subduction de la lithosphère océanique.

• Cela se produit là où la lithosphère océanique plonge sous une autre plaque océanique ou continentale.

• Les zones de subduction sont caractérisées par des anomalies gravimétriques négatives de grande ampleur, une forte activité sismique (ex: "Cercle de feu" du Pacifique) et un volcanisme intense, formant des arcs volcaniques et des arcs insulaires.

Budget du plancher océanique

Le bilan de création et de destruction du plancher océanique est un aspect clé de la tectonique des plaques.

• La création annuelle de croûte océanique est d'environ 3,3 km² de plancher océanique, soit environ 20 km³ de croûte.

• L'âge maximal du plancher océanique est d'environ 180-200 Ma (dans le Pacifique ouest), bien que certains rares fonds marins puissent être plus anciens (Est de la mer Méditerranée, environ 340 Ma).

• Le taux de destruction du plancher océanique est relativement constant, de l'ordre de 2-5 cm/an.

Reconstruction de la "dérive" des continents

Les anomalies magnétiques et les isochrones permettent de reconstruire les positions passées des continents jusqu'à environ 180 Ma en "refermant" les bassins océaniques le long de ces isochrones. Cela démontre la dynamique de la dérive continentale.

Points Clés à Retenir

• Les dorsales médio-océaniques sont des zones de création de nouvelle croûte océanique par volcanisme basaltique.

• Le flux de chaleur est élevé aux dorsales et diminue avec l'âge du plancher océanique.

• La profondeur de l'océan augmente avec l'âge et la distance à la dorsale, en raison du refroidissement et de la subsidence de la lithosphère.

• Les anomalies magnétiques enregistrées dans la croûte océanique forment des bandes symétriques de chaque côté des dorsales, témoignant des inversions du champ magnétique terrestre.

• Ces anomalies permettent de dater le plancher océanique et de calculer les vitesses d'expansion des fonds marins.

• Les failles transformantes sont des zones de cisaillement qui segmentent les dorsales.

• Les fosses océaniques sont des zones de subduction où la lithosphère océanique est recyclée dans le manteau, entraînant une activité volcanique et sismique intense.

• L'équilibre entre la création aux dorsales et la destruction aux zones de subduction maintient un "budget" constant pour la lithosphère océanique.

Les études géologiques et géophysiques du plancher océanique et leurs implications pour la théorie de la tectonique des plaques

Cette note explore les méthodes géologiques et géophysiques utilisées pour étudier le plancher océanique et comment ces découvertes ont consolidé la théorie de la tectonique des plaques. Elle couvre la morphologie du fond marin, la composition de la croûte océanique, les signaux géophysiques tels que le flux de chaleur, les anomalies gravimétriques et magnétiques, ainsi que les mécanismes d'expansion des fonds marins et de subduction.

Terminologie des âges

• 1 ka = 1 kilo-an = 1 000 ans ()

• 1 Ma = 1 méga-an = 1 000 000 ans ()

• 1 Ga = 1 giga-an = 1 000 000 000 ans ()

L'expansion des fonds marins et la tectonique des plaques

Morphologie et bathymétrie du fond marin

La surface du fond marin présente des caractéristiques variées, comme des chaînes de montagnes sous-marines (dorsales), des plaines abyssales et des fosses profondes.

Structure et composition de la croûte océanique

La croûte océanique est principalement composée de roches ignées mafiques, telles que le basalte en lave en coussins et le gabbro. Cette croûte est relativement mince comparée à la croûte continentale.

• Roches basiques (mafiques, ferromagnésiennes): Silicatées.

• Roches volcaniques: Laves de basalte.

• Roches plutoniques: Gabbros.

Observations géophysiques: flux de chaleur et anomalies gravimétriques

Le flux de chaleur est la quantité de chaleur qui traverse une surface par unité de temps, mesurée en W/m² ou mW/m². Il révèle des zones d'activité thermique intense, en particulier au niveau des dorsales océaniques.

• Form

ule en 1D: , où est la conductivité thermique, le changement de température et le changement de profondeur.

• Unités typiques: J m⁻² s⁻¹ ou W m⁻². Le flux de chaleur terrestre est couramment donné en mW m⁻².

• Origine: Refroidissement de la Terre (chaleur résiduelle d'accrétion + chaleur latente de cristallisation) et désintégration radioactive d'éléments comme l'U, le Th, et le K.

• Valeurs moyennes:

  • Moyenne globale: 87 mW/m²

  • Moyenne continentale: 65 mW/m²

  • Moyenne océanique: 101 mW/m²

  • Dorsales médio-océaniques: >250 mW/m²

Les anomalies gravimétriques, comme l'anomalie d'air libre et l'anomalie de Bouguer, fournissent des informations sur la densité sous le plancher océanique. Une anomalie de Bouguer négative sous les dorsales indique la présence de matériel chaud et de faible densité remontant du manteau.

• L'anomalie d'air libre correspond à la bathymétrie à courte échelle, indiquant une compensation isostatique à grande échelle.

• L'anomalie de Bouguer est négative sous les dorsales, en raison d'une zone de manteau de densité anormalement faible (matériel chaud remontant).

Variation de la profondeur du fond marin et flux de chaleur

Il existe une relation bien définie entre la profondeur de l'océan, la distance à la dorsale et l'âge de la croûte océanique. La profondeur est proportionnelle à la racine carrée de la distance, équivalente à la racine carrée de l'âge. Le flux de chaleur diminue avec la distance à la dorsale (et l'âge de la lithosphère océanique).

La matière chaude provenant du manteau remonte à la surface au niveau des dorsales océaniques. Le magma se refroidit en formant la croûte océanique. Le fond marin s'éloigne de la dorsale, entraînant une subsidence graduelle du plancher océanique avec la distance et l'âge.

Cette observation est confirmée par l'hypothèse de Harry Hess sur l'expansion des fonds marins (1962), qui explique la distribution des guyots et monts sous-marins et leur subsidence progressive.

Les dorsales médio-océaniques

Caractéristiques

• La plus grande chaîne volcanique active de la Terre, s'étendant sur ~60 000 à 65 000 km.

• Reliefs larges de ~1000 à ~3000 km, culminant à ~2,5 km au-dessus des plaines abyssales.

• Segmentées par des failles transformantes et des zones de fracture.

Vitesse d'expansion aux dorsales

• Lentes: 1-5 cm/année (ex: Dorsale médio-atlantique)

• Intermédiaires: 5-9 cm/année

• Rapides: 9-18 cm/année (ex: Dorsale est-Pacifique)

La morphologie détaillée de la dorsale dépend de sa vitesse d'expansion, notamment la présence ou l'absence d'une vallée axiale.

Anomalies magnétiques océaniques

Les levés magnétiques dans les années 1960 ont révélé des anomalies magnétiques symétriques de part et d'autre des dorsales, avec des bandes de magnétisme normal et inversé. Ces bandes sont parallèles aux dorsales et symétriques par rapport à elles, suggérant un enregistrement des inversions du champ magnétique terrestre au fur et à mesure de la formation de la croûte océanique.

Le champ magnétique terrestre

Le champ magnétique terrestre est un vecteur caractérisé par son intensité, son inclinaison (angle avec l'horizontale) et sa déclinaison (angle avec le Nord géographique).

• Champ magnétique (H): Intensité du champ d'excitation, unités A/m.

• Induction magnétique (B): Flux de masse magnétique, unités Tesla (nT pour mesures terrestres).

• Perméabilité magnétique (): Capacité d'un matériau à conduire les lignes de champ magnétique.

• Relation: (dans le vide) et $\mathbf{B} = \mu_0 (\mathbf{H} + \mathbf{J})</p></li></ul><p style="text-align: left;"></p><p style="text-align: left;">= \mu_0 (\mathbf{H} + k \mathbf{H})$ (dans un milieu magnétique) où J est l'intensité de magnétisation et k la susceptibilité magnétique.

  Le champ est approximé par un dipôle magnétique dont l'axe est incliné de par rapport à l'axe de rotation de la Terre. Il varie dans le temps, ce qui est documenté par l'IGRF (International Geomagnetic Reference Field).

  • Pôle géographique: Axe de rotation de la Terre.

  • Pôle magnétique: Point où les lignes de champ ont une inclinaison verticale.

  • Pôle géomagnétique: Point théorique de l'axe de la composante dipolaire du champ magnétique.

  Les anomalies magnétiques

  La différence entre le champ magnétique mesuré et le champ de référence IGRF révèle des anomalies locales, dues à la magnétisation des roches de la lithosphère, principalement la croûte.

  La magnétisation des matériaux

  La magnétisation est l'alignement des dipôles magnétiques au sein d'un matériau en réponse à un champ magnétique externe. Elle peut être induite (temporaire) ou rémanente (quasi-permanente).

  Magnétisation en domaines

  Dans les matériaux ferromagnétiques, les dipôles forment des domaines magnétiques. L'alignement de ces domaines sous l'effet d'un champ externe crée une magnétisation forte (ferromagnétique), nulle (antiferromagnétique) ou non-nulle mais faible (ferrimagnétique).

  Le cycle d'hystérésis décrit la dépendance de la magnétisation (M) d'un matériau par rapport au champ magnétique externe (B). Au-delà d'une certaine intensité, le matériau atteint la saturation. À B nul, une magnétisation rémanente (Mr) subsiste.

  La magnétisation thermorémanente

  La température de Curie (Tc) est la température au-dessus de laquelle un matériau perd sa magnétisation. En dessous de Tc, et plus précisément en dessous de la température de blocage (Tb), la roche acquiert et préserve une magnétisation thermo-rémanente alignée avec le champ magnétique terrestre présent.

  Magnétisation détritique

  Dans les roches sédimentaires, les grains magnétiques peuvent s'aligner avec le champ magnétique lors de leur dépôt, préservant cette orientation même après compaction.

  Les inversions du champ magnétique terrestre

  Les études de roches volcaniques et sédimentaires ont montré que le champ magnétique terrestre s'est inversé de nombreuses fois au cours de l'histoire géologique. Ces inversions sont enregistrées par la magnétisation thermorémanente des laves et la magnétisation détritique des sédiments.

  • Contexte historique: Bernard Brunhes a découvert des roches à magnétisation inversée (début 20e siècle). Motonori Matayuma a démontré la récurrence de ces inversions 25 ans plus tard.

  • Les techniques de datation radiométriques (K-Ar) ont permis d'établir une échelle chronologique des polarités magnétiques.

  Magnétostratigraphie

  La magnétostratigraphie utilise les inversions du champ magnétique pour corréler les couches géologiques et établir une chronologie détaillée des événements géologiques. Les sédiments marins profonds confirment cette échelle de temps.

  Établissement de l'échelle de temps géomagnétique

  L'échelle géomagnétique classe les périodes de polarité en:

  • Époque: ~1 Ma de polarité prédominante (normale ou inversée).

  • Événement: ~50 ka ou moins (inversions de courte durée).

  • Excursion: ~5 ka ou moins (changement bref du champ).

  • Chron: Âge associé à l'époque.

  • Subchron: Âge associé à l'événement.

  • Superchron: Période de >10 Ma sans inversion significative (ex: le Cretaceous Quiet Zone).

  La périodicité moyenne des inversions est d'environ années, mais elle est très variable. L'époque actuelle (Chron Brunhes) est de polarité normale et dure depuis~780 000 ans.

  Durée d'une inversion géomagnétique

  Les études suggèrent que la durée d'une inversion est courte, de l'ordre de 1 ka ou moins, et non instantanée. Le champ peut être instable et faible pendant la transition.

  La source du champ magnétique terrestre: la géodynamo

  Le champ magnétique terrestre est généré par un processus de géodynamo dans le noyau externe, composé de fer fluide de faible viscosité. Les mouvements convectifs turbulents du fluide, combinés à la rotation terrestre, créent des courants électriques qui génèrent et maintiennent le champ magnétique.

  • Modèle de Rikitake (1958) qui explique les inversions par l'interaction de deux dynamos couplées.

  • Des simulations numériques comme celles de Glatzmaier & Roberts (1995) et Sheyko et al. (

  2016) reproduisent la génération et les inversions du champ, montrant une durée d'inversion de ~1000-2000 ans.

  Lien avec l'expansion des fonds marins

  L'hypothèse de Vine, Matthews & Morley (1963) a établi le lien entre les anomalies magnétiques océaniques et l'expansion des fonds marins. La nouvelle croûte océanique formée à la dorsale enregistre la polarité du champ magnétique terrestre au moment de son refroidissement. Cela crée des bandes magnétiques symétriques de part et d'autre de la dorsale.

  • Les données des anomalies magnétiques permettent d'établir des isochrones, c'est-à-dire des lignes de même âge du plancher océanique.

  • La mesure de la distance entre isochrones et leur âge permet de calculer les vitesses d'expansion des fonds marins (ex: 9-10 cm/an dans certains cas).

  Les failles transformantes

  Les failles transformantes sont des failles qui segmentent les dorsales médio-océaniques. Proposées par J. Tuzo Wilson (1965), elles se caractérisent par un mouvement horizontal entre les segments de la dorsale. Contrairement aux failles décrochantes classiques, l'activité sismique est limitée aux segments entre les dorsales actif.

  Le rôle des failles transformantes dans la théorie de la tectonique des plaques a été proposé par J. Tuzo Wilson (1965).

  Destruction et recyclage du fond océanique: la subduction

  La lithosphère océanique est recyclée dans le manteau aux fosses océaniques par le processus de subduction. Cela se produit lorsque la lithosphère océanique plonge sous une autre plaque océanique ou continentale. Les zones de subduction sont caractérisées par des anomalies gravimétriques négatives et une forte activité sismique et volcanique (ex: le « Cercle de feu » du Pacifique).

  • Formation de nouvelle croûte continentale via des arcs volcaniques.

  • Formation de nouvelle croûte juvénile dans les bassins marginaux et les plateaux océaniques.

  • Accrétion de nouvelle croûte par addition de terrains et activité magmatique.

  Le « budget » du plancher océanique

  • Environ 3,3 km² de nouveau plancher océanique, soit ~20 km³ de croûte, sont créés par an.

  • La superficie actuelle du plancher océanique est de km².

  • L'âge maximal observé est d'environ 180-200 Ma (Pacifique de l'ouest), avec quelques exceptions comme la Méditerranée orientale (~340 Ma).

  • Le taux de destruction du plancher océanique est relativement constant (~2-5 cm/an).

  Reconstruction de la dérive des continents

  Les anomalies magnétiques et les isochrones permettent de reconstruire la position passée des continents jusqu'à environ 180 Ma, en « refermant » les océans le long de ces lignes d'âge.

  Chronologie de l'expansion du plancher océanique et reconstructions paléogéographiques

  Les reconstructions paléogéographiques montrent l'évolution des continents et des océans au cours du temps, basées sur l'agencement des anomalies magnétiques et les isochrones du plancher océanique. Par exemple, le Crétacé (145 Ma - 66 Ma) a vu d'importants mouvements continentaux et l'ouverture de nouveaux bassins océaniques.

Les études géologiques/géophysiques du plancher océanique et les implications pour la théorie de tectonique des plaques

Les études du plancher océanique, notamment sa morphologie, sa composition, son flux de chaleur et ses anomalies magnétiques, ont fourni des preuves cruciales pour la théorie de la tectonique des plaques. Ces observations soutiennent l'hypothèse de l'expansion des fonds marins et le recyclage de la lithosphère océanique par subduction.

Terminologie des âges

• 1 ka = 1 kilo-an = 1 000 ans (mille; )

• 1 Ma = 1 méga-an = 1 000 000 ans (million; )

• 1 Ga = 1 giga-an

= 1 000 000 000 ans (milliard; )

L'expansion des fonds marins et la tectonique des plaques

La théorie de l'expansion des fonds marins est un pilier de la tectonique des plaques, expliquant la formation et l'évolution de la croûte océanique. Elle est basée sur des observations détaillées de diverses caractéristiques géologiques et géophysiques des fonds marins.

Morphologie et bathymétrie du fond marin

Les dorsales médio-océaniques

Les dorsales médio-océaniques sont des chaînes volcaniques actives sous-marines où se crée une nouvelle croûte océanique.

• Caractéristiques:

  • La plus grande chaîne volcanique active de la Terre, d'environ 60 000 à 65 000 km de longueur totale.

  • Reliefs larges de ~1000 à ~3000 km.

  • La dorsale (ride) culmine à environ 2,5 km et s'élève de 2-3 km au-dessus des plaines abyssales.

  • Segmentation par des failles transformantes et zones de fracture.

• Vitesse d'expansion aux dorsales:

  • Lentes: 1-5 cm/année

  • Intermédiaires: 5-9 cm/année

  • Rapides: 9-18 cm/année

Variation de la profondeur du fond marin

Il existe une relation bien définie entre la profondeur de l'océan, la distance à la dorsale et l'âge de la croûte océanique.

• La profondeur est proportionnelle à la racine carrée de la distance (``), ce qui est équivalent à la racine carrée de l'âge (``).

• La morphologie détaillée de la dorsale dépend de sa vitesse d'expansion, influençant notamment la présence ou l'absence d'une vallée axiale.

Structure et composition de la croûte océanique

La croûte océanique est principalement composée de roches basiques (mafiques, ferromagnésiennes) silicatées.

• Les roches volcaniques, comme les laves de basalte, forment la surface.

• Les roches plutoniques, comme les gabbros, se trouvent en profondeur.

• Les laves en coussins sont des structures typiques formées par le refroidissement rapide de la lave sous l'eau.

Observations géophysiques: flux de chaleur et anomalies gravimétriques

Anomalies gravimétriques

• L'anomalie d'air libre correspond à la bathymétrie aux courtes échelles, indiquant une compensation isostatique à grande échelle.

• L'anomalie de Bouguer est négative sous la dorsale, en raison d'une zone de manteau de densité anormalement faible (matériel chaud remontant).

Flux de chaleur

Le flux de chaleur est la quantité d'énergie qui traverse une surface par unité de temps. La formule 1D est , où est la conductivité thermique.

• Unités physiques: J m⁻² s⁻¹ ou W m⁻². En pratique, le flux de chaleur terrestre est donné en mW m⁻².

• Origine: Refroidissement de la Terre (chaleur résiduelle d'accrétion + chaleur latente de cristallisation) et production de chaleur par la désintégration radioactive d'éléments (U, Th, K).

• Valeurs typiques:

  • Moyenne globale: 87 mW/m²

  • Moyenne continentale: 65 mW/m²

  • Moyenne océanique: 101 mW/m²

  • Dorsales médio-océaniques: >250 mW/m²

La densité de flux de chaleur perdue par la Terre diminue avec la distance de la dorsale (équivalent à l'âge de la lithosphère océanique).

Flux de chaleur et subsidence

La matière chaude provenant du manteau terrestre remonte à la surface au niveau des dorsales océaniques, se refroidit et forme la croûte océanique. Le fond marin se déplace loin de la dorsale et subit une subsidence graduelle avec la distance et l'âge.

Subsidence du fond marin: évidence des atolls et guyots

Harry Hess (1906-1969) a proposé l'hypothèse de l'expansion des fonds marins en 1962 pour expliquer la distribution des guyots (monts sous-marins à sommet plat) et des monts sous-marins. La progression systématique d'évolution des îles en atolls, guyots et monts sous-marins est cohérente avec la subsidence du plancher océanique, et non avec les seuls changements de niveau de la mer.

Anomalies magnétiques et géomagnétisme

Les anomalies magnétiques océaniques sont des variations du champ magnétique terrestre enregistrées dans la croûte océanique, symétriques de part et d'autre des dorsales.

Le champ magnétique terrestre: définitions de base

• Champ magnétique (intensité d'excitation): H (unités A/m).

• Induction magnétique (flux de masse magnétique): B (unités Tesla, nT).

• Perméabilité magnétique (): capacité d'un matériel à conduire les lignes de champ magnétique.

• Intensité de magnétisation (J): réponse magnétique d'un milieu au champ externe.

• Susceptibilité magnétique ( ou ): degré de magnétisation d'un matériel en présence d'un champ magnétique externe.

Géométrie du champ magnétique terrestre

• Composante verticale () et horizontale ().

• Inclinaison (I): angle entre B et le plan horizontal.

• Déclinaison (D): angle entre et le nord géographique.

• Le champ est approximé par un dipôle magnétique incliné à 11,

5° par rapport à l'axe de rotation de la Terre.

• Les pôles magnétiques sont les points où l'inclinaison est verticale.

• Le champ varie dans le temps, et l'IGRF (International Geomagnetic Reference Field) fournit un modèle de référence.

La magnétisation des matériels

• Magnétisation induite: proportionnelle au champ externe, disparaît quand le champ externe est retiré.

• Magnétisation rémanente: reste dans le matériel même après le retrait du champ externe.

Magnétisation en domaines

Dans certains matériaux (ex: minéraux de fer), les dipôles magnétiques s'alignent localement pour former des domaines magnétiques. Un champ externe peut aligner ces domaines, produisant une forte magnétisation.

• Ferromagnétique: tous les domaines s'alignent dans la direction du champ externe.

• Anti-ferromagnétique: domaines alignés de manière opposée, magnétisation résultante nulle.

• Ferrimagnétique: alignements parallèles et opposés, mais pas en équilibre, magnétisation résultante non nulle.

Le cycle d'hystérésis

La relation entre l'induction magnétique (B) et la magnétisation (M) d'un matériau suit un cycle d'hystérésis, montrant comment la magnétisation rémanente (Mr) persiste après le retrait du champ externe, et comment un champ négatif est nécessaire pour annuler la magnétisation résiduelle.

La magnétisation thermorémanente

La capacité de magnétisation d'un matériau dépend de la température.

• Température de Curie (Tc): température maximale à laquelle un matériau peut être magnétisé. Au-delà de Tc, l'énergie de vibration détruit l'alignement des domaines.

• Température de blocage (Tb): température minimale permettant la magnétisation. En dessous de Tb, le système manque d'énergie pour réorganiser les domaines (Tb < magnétisation < Tc).

Les anomalies magnétiques du plancher océanique

Les laves basaltiques produites aux dorsales ont une forte teneur en fer, permettant leur magnétisation. Au refroidissement, en dessous de Tc puis de Tb, la roche acquiert une magnétisation thermorémanente alignée avec le champ magnétique terrestre de l'époque, qui est ensuite préservée.

Magnétisation détritique

Dans les roches sédimentaires, les grains contenant des minéraux ferromagnétiques/ferrimagnétiques peuvent s'aligner avec le champ magnétique externe lors de leur dépôt, et cette orientation est préservée lors de la compaction des sédiments.

Les inversions du champ magnétique terrestre

Des études sur la magnétisation des roches ont révélé que le champ magnétique terrestre s'est inversé de nombreuses fois au cours de l'histoire géologique.

• Bernard Brunhes (début 20e siècle) a découvert des directions de magnétisation inversées.

• Motonori Matayuma (25 ans plus tard) a démontré que les échantillons du Pléistocène supérieur avaient une magnétisation similaire au champ actuel.

• Le développement des techniques de datation radiométrique (méthode K-Ar dans les années 1950) a permis d'établir une échelle chronologique/magnétique de la polarité terrestre.

Établissement de l'échelle de temps géomagnétique

• Terminologie chronologique:

  • Époque: ~1 Ma (normale ou inversée selon la polarité prédominante).

  • Événement: ~50 ka ou moins (inversions de plus courte durée).

  • Excursion: ~5 ka ou moins (changement bref du champ, non considéré comme une "vraie" inversion).

  • Chron: ~1 Ma (âge associé à l'époque).

  • Subchron: ~100 ka ou moins (âge associé à l'événement).

  • Superchron: période de >10 Ma sans inversion significative (ex: le Cretaceous Quiet Zone).

La périodicité moyenne des inversions est de ~10⁵ ans, mais elle est très variable. L'époque de polarité "normale" actuelle dure depuis 780 000 ans.

Durée d'une inversion géomagnétique

• Les mesures sur laves suggèrent une durée courte, de moins de 20 ka.

• Les mesures sur sédiments à forte résolution suggèrent des durées de l'ordre de 1 ka ou moins.

Durée d'une excursion géomagnétique

Les excursions géomagnétiques, comme l'Excursion de Laschamps (41 ka), peuvent avoir une durée d'environ 1,8 ka, comme le montrent les données paléomagnétiques des sédiments de la mer Noire.

La source du champ magnétique terrestre: la géodynamo

Le champ magnétique terrestre est généré dans le noyau externe, composé de fer fluide de faible viscosité et bon conducteur d'électricité.

• La chaleur, les variations de température et de densité, et la rotation causent une convection turbulente.

• Ces mouvements du fluide transportent des courants électriques qui varient dans le temps, créant et renforçant le champ magnétique.

• Ce processus est modélisé par une dynamo électromagnétique.

Modèle de Rikitake

Le modèle de Rikitake (1958) utilise une paire de dynamos avec des rétroactions pour simuler des séquences d'inversions de la direction du champ magnétique, montrant que des systèmes chaotiques peuvent entraîner des synchronisations et des inversions.

Simulations mathématiques de la géodynamo

• Les modèles numériques (ex: Glatzmaier & Roberts, 1995) reproduisent la formation du champ et ses inversions.

• Ces simulations montrent que l'inversion n'est pas instantanée, durant environ 1000-2000 ans.

• Durant l'inversion, le champ peut devenir complexe et perdre sa forme dipolaire, avec une intensité totale faible.

Lien avec l'expansion des fonds marins

L'hypothèse unificatrice de Vine, Matthews et Morley (1963), inspirée par Hess (1962), a expliqué les anomalies magnétiques océaniques.

• Le plancher océanique se forme par magmatisme le long des dorsales.

• En se refroidissant, les laves acquièrent une magnétisation rémanente qui enregistre la polarité du champ magnétique terrestre de l'époque.

• La nouvelle croûte océanique s'écarte graduellement de la dorsale, créant des bandes magnétiques symétriques de polarité normale et inverse, témoins des inversions passées du champ.

Données et chronométrie

Les anomalies magnétiques sont corrélées avec l'échelle chronométrique magnétique, permettant de dater le plancher océanique.

Isochrones

Chaque anomalie magnétique définit un isochrone, une courbe de niveau du plancher océanique de même âge.

Âge vs. distance: confirmation des hypothèses

La relation linéaire entre l'âge des sédiments (juste au-dessus du basalte) et la distance à la dorsale confirme l'expansion des fonds marins.

Vitesse d'expansion

En identifiant les isochrones de part et d'autre d'une dorsale, on peut calculer la vitesse d'expansion en divisant la distance par l'âge. Si la dorsale est inactive ou non visible, on peut calculer la demi-vitesse d'expansion entre deux isochrones.

L'âge des planchers océaniques

• La vitesse d'expansion varie selon les régions (ex: Pacifique ~5 fois plus rapide que l'Atlantique).

• Le fond océanique le plus ancien se trouve dans le Pacifique de l'ouest, datant d'environ 180-200 Ma (sauf la Méditerranée orientale, ~340 Ma).

• Les taux d'expansion varient entre ~1 cm/a et ~16 cm/a.

• Environ 3,5 km² de nouveau fond océanique sont créés par an, soit ~20 km³ de croûte océanique.

Reconstruction de la "dérive" des continents

Les anomalies magnétiques permettent de reconstruire les positions passées des continents en "fermant" les océans le long des isochrones, jusqu'à environ 180 Ma.

Les failles transformantes

Les failles transformantes sont des zones de fracture notables dans les océans, segmentant les dorsales médio-océaniques.

• Proposées par J. Tuzo Wilson (1965), elles expliquent comment les segments de dorsale sont décalés.

• Contrairement aux failles décrochantes classiques, l'activité sismique ne se produit que dans la portion entre les dorsales, où le mouvement est inverse à celui attendu pour une faille décrochante simple.

• Elles ajustent la géométrie des dorsales et favorisent un mouvement horizontal entre leurs segments.

Sismicité à la dorsale médio-océanique

La sismicité est concentrée le long de la dorsale et le long des failles transformantes,confirmant leur activité.

Destruction et recyclage du fond océanique: la subduction

La subduction est le processus par lequel la lithosphère océanique plonge dans le manteau terrestre, principalement aux fosses océaniques (ex: près du Japon, Marianes).

• Les grandes anomalies gravimétriques négatives aux fosses indiquent un déséquilibre isostatique.

• Ce processus entraîne la destruction et le recyclage de la croûte océanique.

• Il conduit également à la formation de nouvelle croûte continentale (arcs volcaniques) ou juvénile (arcs insulaires, bassins marginaux).

• La plupart de l'activité volcanique et sismique majeure (le "cercle de feu" du Pacifique) est associée aux zones de subduction.

"Budget" du plancher océanique

• Production annuelle: ~3,3 km² de plancher océanique, ~20 km³ de croûte.

• Superficie actuelle: km².

• Âge maximal: ~180 Ma.

• Le taux de destruction du plancher océanique est relativement constant (~2-5 cm/a). La diminution du rapport aire/âge avec le temps s'explique par le vieillissement, le refroidissement et la subduction progressive de la lithosphère océanique plus ancienne.

Les études géologiques et géophysiques du plancher océanique et leurs implications pour la théorie de la tectonique des plaques

La théorie de la tectonique des plaques s'appuie fortement sur l'étude des fonds marins, révélant des processus dynamiques tels que l'expansion océanique, la formation de nouvelles croûtes et les inversions du champ magnétique terrestre. Ces observations géologiques et géophysiques ont permis de comprendre le mouvement et l'évolution des plaques lithosphériques.

L'expansion des fonds marins et la tectonique des plaques

L'hypothèse d'expansion des fonds marins, proposée par Harry Hess en 1962, a révolutionné notre compréhension de la géodynamique terrestre. Elle explique comment les fonds océaniques se forment au niveau des dorsales, s'étendent et sont finalement recyclés dans les zones de subduction.

Morphologie et bathymétrie du fond marin

La bathymétrie, soit la mesure de la profondeur des océans, révèle une topographie complexe caractérisée par des dorsales médio-océaniques, des plaines abyssales, des montagnes sous-marines (guyots et monts sous-marins) et des fosses océaniques profondes.

• Dorsales médio-océaniques: Ces chaînes de montagnes sous-marines sont les plus grandes chaînes volcaniques actives de la Terre, s'étendant sur environ 60 000 à 65 000 km. Elles s'élèvent de 2 à 3 km au-dessus des plaines abyssales et sont segmentées par des failles transformantes. Les vitesses d'expansion aux dorsales varient:

  • Lentes: 1-5 cm/année

  • Intermédiaires: 5-9 cm/année

  • Rapides: 9-18 cm/année

• Variation de la profondeur du fond marin: Une relation bien définie existe entre la profondeur de l'océan, la distance à la dorsale et l'âge de la croûte océanique. La profondeur est proportionnelle à la racine carrée de la distance à la dorsale, ce qui est équivalent à la racine carrée de l'âge de la croûte. Plus la croûte est ancienne, plus elle est dense et plus elle s'enfonce.

• Subsidence du fond marin: La matière chaude remontant du manteau au niveau des dorsales forme une nouvelle croûte océanique qui se refroidit et se densifie en s'éloignant de la dorsale. Ce refroidissement et cette densification entraînent une subsidence graduelle du plancher océanique. Ce phénomène explique la progression d'évolution des îles volcaniques en atolls, guyots et monts sous-marins, une observation clé ayant conduit à l'hypothèse de l'expansion des fonds marins.

Structure et composition de la croûte océanique

La croûte océanique est majoritairement composée de roches basiques (mafiques, ferromagnésiennes) silicatées. Sa structure en couches est caractéristique:

• Laves en coussins: Formées par le refroidissement rapide du magma basaltique en contact avec l'eau de mer.

• Dykes: Cheminées volcaniques alimentant les laves superficielles.

• Gabbros: Roches plutoniques, équivalents intrusifs du basalte, formées par un refroidissement plus lent en profondeur.

Observations géophysiques

Les méthodes géophysiques fournissent des informations cruciales sur les propriétés du sous-sol océanique.

Flux de chaleur

Le flux de chaleur est la quantité d'énergie thermique traversant une surface par unité de temps, exprimée en (unités: W·m⁻²).

• Origine: Chaleur résiduelle de la formation de la Terre et chaleur produite par la désintégration radioactive d'éléments comme l'uranium, le thorium et le potassium.

• Valeurs typiques:

  • Moyenne globale: 87 mW/m²

  • Moyenne continentale: 65 mW/m²

  • Moyenne océanique: 101 mW/m²

  • Dorsales médio-océaniques: >250 mW/m²

• Variations: Le flux de chaleur diminue avec la distance à la dorsale, ce qui est directement corrélé à l'âge de la lithosphère océanique. Les dorsales sont des zones de forte remontée de magma chaud, expliquant les flux de chaleur élevés.

Anomalies gravimétriques

Les anomalies gravimétriques mesurent les variations de la gravité par rapport à un modèle théorique.

• Anomalie d'air libre: À courte échelle, elle suit la bathymétrie, indiquant une compensation isostatique. À grande échelle, elle montre peu de variation.

• Anomalie de Bouguer: Elle est négative sous les dorsales, ce qui est interprété comme la présence d'une zone de manteau de densité anormalement faible (matériel chaud en remontée).

• Anomalies aux fosses océaniques: Les grandes anomalies gravimétriques d'air libre aux fosses océaniques impliquent un état localement hors d'équilibre isostatique, dû à la plongée de la lithosphère océanique dense.

Anomalies magnétiques et géomagnétisme

Les anomalies magnétiques enregistrées dans le plancher océanique sont l'une des preuves les plus convaincantes de l'expansion des fonds marins.

Le champ magnétique terrestre

Le champ magnétique terrestre est un vecteur caractérisé par son intensité (B, en Tesla), son inclinaison (I, angle par rapport à l'horizontale) et sa déclinaison (D, angle par rapport au nord géographique).

• Appro

ximation dipolaire: Le champ est approximé par un dipôle magnétique incliné de 11,5° par rapport à l'axe de rotation terrestre, expliquant 80-85% du champ global.

• Variabilité: Le champ varie en forme et intensité au cours du temps. L'IGRF (International Geomagnetic Reference Field) est mis à jour régulièrement pour représenter ce champ.

La magnétisation des matériauxLa magnétisation est la capacité d'un matériau à acquérir ou à modifier un champ magnétique interne.

• Magnétisation induite: Temporaire, proportionnelle au champ externe, disparaît lorsque le champ est retiré.

• Magnétisation rémanente: Quasi-permanente, persiste même après la suppression du champ externe.

• Magnétisation thermorémanente: Acquise par les roches volcaniques (riches en fer) lors de leur refroidissement sous la température de Curie (Tc, température maximale de magnétisation) et la température de blocage (Tb, température minimale à partir de laquelle la magnétisation est stabilisée). Ce processus enregistre l'orientation du champ magnétique terrestre à ce moment-là.

• Magnétisation détritique: Préservée dans les roches sédimentaires où les grains magnétiques s'alignent avec le champ externe lors du dépôt.

Les inversions du champ magnétique terrestre

Les études paléomagnétiques ont révélé que le champ magnétique terrestre s'est inversé de nombreuses fois au cours de l'histoire géologique.

• Chronologie: Bernard Brunhes a observé des magnétisations inversées au début du 20e siècle, et Motonori Matayuma a confirmé l'existence de périodes de polarité normale (similaire au champ actuel) et inversée.

• Échelle chronologique/magnétique: Grâce aux datations radiométriques (méthode K-Ar), une échelle a été établie, divisant le temps en:

  • Époques (Chron): Périodes de polarité prédominante (~1 Ma). Ex: Chron Brunhes (actuel, normale), Chron Matuyama (inversée), Chron Gauss (normale), Chron Gilbert (inversée).

  • Événements (Subchron): Inversions de plus courte durée (~50 ka ou moins).

  • Excursions: Changements brefs du champ (~5 ka ou moins).

• Périodicité des inversions: La périodicité moyenne est d'environ 10⁵ ans, mais très variable, avec des super-chrons (périodes de >10 Ma sans inversion), comme le Crétacé.

• Durée des inversions: Les études suggèrent des durées courtes, de l'ordre de quelques milliers d'années (1-20 ka), voire moins (1 ka) pour les sédiments à forte résolution.

La géodynamo

Le champ magnétique terrestre est généré par le mouvement des fluides conducteurs (fer et nickel fondus) dans le noyau externe de la Terre, un processus appelé « géodynamo ».

• Principe: La convection turbulente et la rotation du noyau génèrent des courants électriques qui créent et maintiennent le champ magnétique.

• Modèles: Des modèles comme celui de Rikitake (deux dynamos couplées) reproduisent les inversions de polarité, tandis que des simulations numériques détaillées (Glaztmaier & Roberts) montrent la complexité du champ et les processus d'inversion.

Lien entre anomalies magnétiques et expansion des fonds marins

L'hypothèse historique de Vine, Matthews et Morley (1963) a combiné l'idée d'expansion des fonds marins de Hess avec l'existence des inversions du champ magnétique.

• Mécanisme: Au niveau des dorsales, le magma remonte et se solidifie en basalte. En refroidissant sous la température de Curie, cette roche acquiert une magnétisation thermorémanente, enregistrant la polarité du champ magnétique terrestre à ce moment.

• Bandes magnétiques: Lorsque la nouvelle croûte océanique s'éloigne de la dorsale, des « bandes » parallèles et symétriques de polarité normale et inversée sont créées de part et d'autre de la dorsale. Ces bandes agissent comme un enregistrement géologique du temps.

• Isochrones: En corrélant ces anomalies magnétiques avec l'échelle de temps géomagnétique, il est possible de tracer des lignes d'égal âge (isochrones) sur le plancher océanique.

• Confirmation: La relation linéaire entre l'âge de la croûte océanique et sa distance à la dorsale (confirmée par des forages océaniques) fournit une preuve irréfutable de l'expansion des fonds marins.

• Vitesse d'expansion: En mesurant la distance entre les isochrones et en la divisant par la différence d'âge, on peut calculer les vitesses d'expansion, qui varient entre 1 cm/an (dorsales lentes) et 16 cm/an (dorsales rapides).

Les failles transformantes

Les failles transformantes sont des limites de plaques qui segmentent les dorsales médio-océaniques.

• J. Tuzo Wilson (1965): A identifié ces failles comme une nouvelle classe de failles, caractérisées par un mouvement horizontal entre les segments de dorsale et une activité sismique concentrée uniquement entre ces segments.

• Rôle: Elles permettent d'accommoder le mouvement relatif des plaques le long d'une dorsale segmentée et sont des éléments clés de la théorie de la tectonique des plaques.

Destruction et recyclage du fond océanique: la subduction

La lithosphère océanique n'est pas uniquement créée; elle est aussi détruite.

• Fosses océaniques: Ce sont des dépressions profondes où la lithosphère océanique s'enfonce dans le manteau terrestre, un processus appelé subduction. Ces zones sont associées à de fortes anomalies gravimétriques négatives et à une intense activité sismique et volcanique.

• Zones de subduction: Elles peuvent être océan-océan (ex: Mariannes) ou océan-continent (ex: Andes). Elles sont caractérisées par:

  • Le recyclage de la croûte océanique dans le manteau.

  • La formation de nouvelle croûte continentale (arcs volcaniques) ou juvénile (arcs insulaires).

  • Une sismicité profonde et des volcans alignés sur le "Cercle de feu" du Pacifique.

Bilan du plancher océanique

• Production: Environ de plancher océanique et de croûte sont créés chaque année.

• Âge maximal: Le plancher océanique le plus ancien remonte à environ 180-200 Ma (Pacifique ouest).

• Destruction: Le taux de destruction est relativement constant, avec une durée de vie moyenne de la lithosphère océanique de ~180 Ma. Ce processus garantit l'équilibre géodynamique malgré la création continue de nouvelle croûte aux dorsales.

Les études géologiques et géophysiques du plancher océanique et leurs implications pour la théorie de la tectonique des plaques

Terminologie des âges

1. 1 ka: 1 kilo-an = 1 000 ans ($10^3$)
2. 1 Ma: 1 méga-an = 1 000 000 ans ($10^6$)
3. 1 Ga: 1 giga-an = 1 000 000 000 ans ($10^9$)

Expansion des fonds marins et tectonique des plaques

Morphologie et bathymétrie du fond marin

Structure et composition de la croûte océanique

• Laves en coussins: Formées par le refroidissement rapide du magma en contact avec l'eau de mer.
• Basaltes: Roches volcaniques prédominantes.
• Gabbros: Roches plutoniques équivalentes aux basaltes, refroidies en profondeur.

Observations géophysiques

Flux de chaleur

• Origine: Refroidissement de la Terre (chaleur résiduelle d'accrétion, chaleur latente de cristallisation) et désintégration radioactive d'éléments (U, Th, K).
• Valeurs typiques:
  • Moyenne globale: 87 $\mathrm{mW/m^2}$
  • Moyenne continentale: 65 $\mathrm{mW/m^2}$
  • Moyenne océanique: 101 $\mathrm{mW/m^2}$
  • Dorsales médio-océaniques: >250 $\mathrm{mW/m^2}$
• Variation: Le flux de chaleur diminue systématiquement avec la distance à la dorsale, c'est-à-dire avec l'âge de la lithosphère océanique. Cela est dû au refroidissement de la nouvelle croûte océanique à mesure qu'elle s'éloigne de la source de chaleur de la dorsale.

Anomalies gravimétriques

• Anomalie d'air libre: Reflète la bathymétrie à courtes échelles, indiquant une compensation isostatique à grande échelle.
• Anomalie de Bouguer: Négative sous les dorsales, due à la présence de matériau mantellique chaud et de faible densité qui remonte.

Anomalies magnétiques

Géomagnétisme

Définitions de base

• Champ magnétique (H): Intensité du champ d'excitation, en $\mathrm{A/m}$.
• Induction magnétique (B): Densité de flux magnétique, en Tesla (T) ou nanoTesla (nT). 1 T = 1 $\mathrm{Wb/m^2}$.
• Perméabilité magnétique ($\mu$): Capacité d'un matériau à conduire les lignes de champ magnétique.
• Intensité de magnétisation (J): Réponse magnétique du milieu.
• Susceptibilité magnétique (k ou $\chi$): Degré de magnétisation d'un matériau en présence d'un champ externe.

Définitions directionnelles

• Inclinaison (I): Angle entre le vecteur B et le plan horizontal. Vertical aux pôles magnétiques, horizontal à l'équateur magnétique.
• Déclinaison (D): Angle entre la composante horizontale de B et le nord géographique.

Géométrie du champ magnétique terrestre

Magnétisation des matériaux

• Magnétisation induite: Temporaire, proportionnelle au champ externe, disparaît avec lui.
• Magnétisation rémanente (Mr): Permanente, subsiste après suppression du champ externe.
• Domaines magnétiques: Régions où les dipôles magnétiques sont alignés au sein du matériau.
• Types de magnétisation:
  • Ferromagnétique: Forte magnétisation, tous les domaines s'alignent.
  • Antiferromagnétique: Magnétisation résultante nulle, alignements opposés équilibrés.
  • Ferrimagnétique: Magnétisation non-nulle, alignements parallèles et opposés non équilibrés.

Hystérésis

Magnétisation thermorémanente (TRM)

Magnétisation détritique

Inversions du champ magnétique terrestre

• Historique: Bernard Brunhes (début XXe siècle) observe des roches avec magnétisation inversée. Motonori Matayama (25 ans plus tard) corrobore ces observations par des études globales, mais la datation précise manquait.
• Datation: Le développement de la datation radiométrique (méthode K-Ar) dans les années 1950 a permis d'établir une échelle chronologique des inversions.
• Magnétostratigraphie: Utilisation des inversions magnétiques pour corréler les couches géologiques et dater les sédiments.
• Terminologie:
  • Époque: Période de ~1 Ma de polarité prédominante (ex: Brunhes Normale, Matuyama Inversée).
  • Événement: Inversions de plus courte durée (~50 ka ou moins, ex: Jaramillo, Olduvai).
  • Excursion: Changement bref du champ, sans inversion complète (~5 ka ou moins, ex: Laschamps).
  • Chron: Âge associé à une époque. Subchron: Âge associé à un événement.
  • Superchron: Période de >10 Ma sans inversion (ex: Crétacé Quiet Zone).
• Durée d'une inversion: Les inversions ne sont pas instantanées, elles durent généralement entre 1 ka et 20 ka. Les études montrent que le champ est instable pendant ces transitions.

Source du champ magnétique terrestre: la géodynamo

• Processus: La convection turbulente du fluide conducteur, mue par la chaleur interne et la rotation terrestre, génère des courants électriques. Ces courants, à leur tour, créent un champ magnétique qui s'auto-renforce (effet dynamo).
• Modèles: Des modèles comme celui de Rikitake (deux dynamos couplées) ou les simulations numériques (Glatzmaier & Roberts, 1995) peuvent reproduire les inversions de polarité.

Lien avec l'expansion des fonds marins

Hypothèse de Vine, Matthews & Morley (1963)

• Le magma remonte à la dorsale, se refroidit et acquiert une magnétisation thermorémanente reflétant le champ terrestre de l'époque.
• Les nouvelles éruptions repoussent la croûte formée, créant des bandes magnétiques parallèles et symétriques à la dorsale.

Isochrones

Vitesse d'expansion

• Vitesses: Lentes (1-5 cm/an), intermédiaires (5-9 cm/an), rapides (9-18 cm/an). Le Pacifique a des taux d'expansion plus rapides que l'Atlantique.
• Exemple: Vitesse d'expansion de 9-10 cm/an (totale) pour une distance de 90 km sur 1 Ma, ou 5 cm/an (demi-vitesse).

Âge des planchers océaniques

• Le plancher océanique le plus ancien se trouve dans le Pacifique ouest (~180-200 Ma).
• L'Est de la mer Méditerranée (~340 Ma) est une exception.
• Environ 3,5 $\mathrm{km^2}$ de nouveau fond océanique sont créés chaque année.

Reconstruction de la « dérive » des continents

Les failles transformantes

• Elles segmentent les dorsales médio-océaniques et les zones de fracture.
• Initialement comprises comme de simples failles décrochantes, J. Tuzo Wilson (1965) a proposé qu'il s'agissait de failles "transformantes", où le mouvement est inversé par rapport à un décrochement classique et l'activité sismique ne se produit qu'entre les segments de dorsale.
• Elles accommodent les différences de vitesse d'expansion le long des dorsales.

Destruction et recyclage du fond océanique: la subduction

• Aux fosses océaniques, la lithosphère océanique plonge dans le manteau, un processus appelé subduction.
• Ce processus est le mécanisme majeur de destruction de la lithosphère océanique.
• Il entraîne une importante activité volcanique (formation d'arcs volcaniques continentaux ou insulaires) et sismique (ex: « Cercle de feu » du Pacifique).
• La subduction favorise également la formation de nouvelle croûte juvénile dans les bassins marginaux.

Budget du plancher océanique

• Production: ~3,3 $\mathrm{km^2}$ de plancher océanique, ~20 $\mathrm{km^3}$ de croûte par an.
• Âge maximal: ~180 Ma pour la lithosphère océanique subduite.
• Le taux de destruction est approximativement constant (~2-5 cm/an) pour tous les âges.

Synthèse en contexte de la tectonique des plaques

Les Études Géologiques et Géophysiques du Plancher Océanique et les Implications pour la Théorie de la Tectonique des Plaques

Ce document explore les différentes approches d'étude du plancher océanique, notamment la morphologie, la structure, les observations géophysiques comme le flux de chaleur et les anomalies gravimétriques et magnétiques, ainsi que les implications de ces découvertes pour la théorie de l'expansion des fonds marins et la tectonique des plaques.

Terminologie des Âges

• 1 ka: 1 kilo-an = 1 000 ans ()

• 1 Ma: 1 méga-an = 1 000 000 ans ()

• 1 Ga: 1 giga-an = 1 000 000 000 ans ()

L'Expansion des Fonds Marins et la Tectonique des Plaques

Les Dorsales Médio-Océaniques

• Caractéristiques:

  • La plus grande chaîne volcanique active de la Terre, avec une longueur totale d'environ 60 000 à 65 000 km.

  • Reliefs larges de ~1000 à ~3000 km.

  • La dorsale culmine à ~2,5 km et s'élève de ~2-3 km au-dessus des plaines abyssales.

  • Segmentée par des failles transformantes et des zones de fracture.

• Vitesses d'expansion:

  • Lentes: 1-5 cm/année

  • Intermédiaires: 5-9 cm/année

  • Rapides: 9-18 cm/année

Variation de la Profondeur du Fond Marin

Il existe une relation bien définie entre la profondeur de l'océan, la distance à la dorsale et l'âge de la croûte océanique. La profondeur est proportionnelle à la racine carrée de la distance, ce qui est équivalent à la racine carrée de l'âge. La morphologie détaillée de la dorsale dépend de sa vitesse d'expansion, notamment la présence ou l'absence d'une vallée axiale.

Structure de la Croûte Océanique

La croûte océanique est composée de roches basiques (mafiques, ferromagnésiennes) silicatées, incluant des roches volcaniques (laves de basalte) et plutoniques (gabbros). On y trouve typiquement des laves en coussins.

Anomalies Gravimétriques

• L'anomalie d'air libre correspond à la bathymétrie aux courtes échelles, indiquant une compensation isostatique.

• L'anomalie de Bouguer est négative sous la dorsale, à cause d'une zone de manteau de densité anormalement faible (matériel chaud remontant).

Structure Géophysique

Les vitesses sismiques et les densités confirment la présence d'une croûte océanique mince.

Flux de Chaleur

Le flux de chaleur est la quantité de chaleur par unité de temps traversant une surface. Il se calcule par la formule , où est la conductivité thermique.

• Valeurs typiques:

  • Moyenne globale: 87 mW/m²

  • Moyenne continentale: 65 mW/m²

  • Moyenne océanique: 101 mW/m²

  • Dorsales médio-océaniques: >250 mW/m²

• La densité de flux de chaleur diminue avec la distance de la dorsale (et l'âge de la lithosphère océanique).

Subsidence du Fond Marin: Évidence des Atolls et Guyots

L'hypothèse d'expansion des fonds marins, proposée par Harry Hess en 1962, explique la distribution des guyots (monts sous-marins à sommet plat) et des monts sous-marins. La progression systématique de l'évolution des îles pour former des atolls et des guyots ne peut être expliquée par de simples changements du niveau de la mer, mais plutôt par la subsidence graduelle du plancher océanique à mesure qu'il s'éloigne de la dorsale et se refroidit.

• La matière chaude du manteau remonte aux dorsales, se refroidit et forme la croûte océanique.

• Le fond marin se déplace et subside avec la distance à la dorsale (et l'âge).

Les modèles modernes comme le GDH1 (Global Heat Flow and Depth Model) confirment la relation entre la bathymétrie, le flux de chaleur et l'âge du plancher océanique.

Les Anomalies Magnétiques Océaniques

Le Champ Magnétique Terrestre

Le champ magnétique terrestre est un vecteur caractérisé par son intensité et sa direction (inclinaison et déclinaison).

• Magnétisation thermorémanente: Les roches volcaniques, en refroidissant sous le point de Curie, acquièrent une magnétisation alignée avec le champ magnétique terrestre de l'époque.

• Magnétisation détritique: Les grains sédimentaires ferromagnétiques/ferrimagnétiques s'alignent avec le champ magnétique externe lors de leur dépôt.

Les Inversions du Champ Magnétique Terrestre

Des études ont montré que la direction du champ magnétique terrestre s'est inversée à plusieurs reprises au cours de l'histoire géologique. Ces inversions sont enregistrées dans les roches et sédiments.

• Échelle de temps géomagnétique: Établie grâce à la datation radiométrique (méthode K-Ar) et à l'étude systématique de laves. Elle définit des époques (longues périodes de même polarité, ~1 Ma) et des événements (inversions plus courtes, ~50 ka).

• Excursion: Changement bref du champ magnétique (~5 ka), non considéré comme une inversion complète.

• Chrons et Subchrons: Termes utilisés pour dater les époques et événements.

• Superchron: Période de plus de 10 Ma sans inversion significative (ex: Crétacé, "Cretaceous Quiet Zone").

• La durée d'une inversion est généralement courte, de l'ordre de quelques milliers d'années (voire moins de 1 ka).

La Source du Champ Magnétique Terrestre

Le champ magnétique terrestre est généré par un processus de géodynamo dans le noyau externe liquide de la Terre. La convection turbulente du fer conducteur, combinée à la rotation terrestre, crée des courants électriques qui entretiennent le champ magnétique. Des modèles, comme celui de Rikitake (paire de dynamos), peuvent reproduire les séquences d'inversions du champ magnétique.

Lien avec l'Expansion des Fonds Marins

L'hypothèse de Vine, Matthews et Morley (1963) a lié les anomalies magnétiques du plancher océanique aux inversions du champ magnétique terrestre. Les bandes magnétiques symétriques le long des dorsales médio-océaniques montrent que le plancher océanique est créé aux dorsales et s'éloigne de celles-ci, enregistrant les inversions successives du champ magnétique.

Isochrones et Vitesse d'Expansion

• Les isochrones sont des lignes de même âge du plancher océanique, définies par les anomalies magnétiques.

• La vitesse d'expansion est calculée en mesurant la distance entre les isochrones et en la divisant par la différence d'âge. Ces vitesses varient de 1 à 16 cm/an.

L'Âge des Planchers Océaniques

• Le plancher océanique le plus ancien se trouve dans le Pacifique de l'ouest (~180-200 Ma). Un fond marin exceptionnel, âgé de ~340 Ma, se trouve en Méditerranée orientale.

• Environ de nouveau fond océanique sont créés et environ de nouvelle croûte océanique sont produits chaque année.

Reconstruction de la "Dérive" des Continents

Les anomalies magnétiques permettent de reconstruire les positions passées des continents en « refermant » les océans le long des isochrones, fournissant un enregistrement des mouvements des plaques sur des millions d'années.

Les Failles Transformantes

Les failles transformantes sont des systèmes de failles et de fractures qui segmentent les dorsales médio-océaniques. Elles sont caractérisées par un mouvement horizontal entre les segments de la dorsale et sont actives seulement entre ces segments (la sismicité est limitée à cette zone). Leur rôle dans la tectonique des plaques a été proposé par J. Tuzo Wilson (1965).

Destruction et Recyclage du Fond Océanique

La subduction de la lithosphère océanique est le processus de destruction et de recyclage du fond océanique aux fosses océaniques. La lithosphère océanique plonge dans le manteau sous d'autres régions océaniques ou continentales. Ce processus est associé à des anomalies gravimétriques négatives et à une activité volcanique et sismique intense, formant des arcs volcaniques et des arcs insulaires (ex: Cercle de feu du Pacifique).

"Budget" du Plancher Océanique

La production annuelle de croûte océanique est d'environ de plancher océanique, soit de croûte. La surface totale du plancher océanique est de . Le taux de destruction du plancher océanique est relativement constant, entre 2 et 5 cm/an.

Points Clés

• Les dorsales médio-océaniques sont les sites de création de la croûte océanique.

• La profondeur du plancher océanique, le flux de chaleur et la subsidence sont liés à l'âge du plancher océanique.

• Les anomalies magnétiques symétriques de part et d'autre des dorsales sont la preuve clé de l'expansion des fonds marins.

• Le champ magnétique terrestre s'inverse périodiquement, enregistré dans les roches volcaniques et sédimentaires.

• Les failles transformantes ajustent le mouvement entre les segments de dorsale sans déformation majeure hors de la zone active.

• Les fosses océaniques sont les sites de destruction de la lithosphère océanique par subduction.

• Ces phénomènes combinés expliquent le renouvellement constant du plancher océanique et le mouvement des plaques tectoniques.

Ce cours explore les études géologiques et géophysiques du plancher océanique et leurs implications fondamentales pour la théorie de la tectonique des plaques.

L'Expansion des Fonds Marins et la Tectonique des Plaques

L'expansion des fonds marins est un processus clé de la tectonique des plaques, où une nouvelle croûte océanique est créée au niveau des dorsales médio-océaniques.

Morphologie et Bathymétrie du Fond Marin

• La profondeur du plancher océanique est directement liée à sa distance de la dorsale et à son âge. Plus le plancher est ancien et éloigné de la dorsale, plus il est profond.
• La profondeur est proportionnelle à la racine carrée de la distance ou de l'âge.
• La morphologie détaillée des dorsales varie en fonction de leur vitesse d'expansion.

Structure et Composition de la Croûte Océanique

• La croûte océanique est composée principalement de roches basiques (mafiques) et silicatées riches en fer et magnésium.
• Elle se présente sous deux formes: des roches volcaniques (basaltes en coussins) et des roches plutoniques (gabbros).

Observations Géophysiques

Flux de Chaleur

• Le flux de chaleur est la quantité d'énergie thermique traversant une surface par unité de temps. Il est mesuré en mW/m².
• Valeurs typiques: moyenne globale ~87 mW/m², moyenne océanique ~101 mW/m².
• Les dorsales médio-océaniques présentent des valeurs de flux de chaleur très élevées (>250 mW/m²) en raison de la remontée de magma chaud.
• Le flux de chaleur diminue avec la distance de la dorsale (et l'âge de la lithosphère océanique) à mesure que la croûte se refroidit.

Anomalies Gravimétriques

• Anomalie d'air libre: suit la bathymétrie à courte échelle, indiquant une compensation isostatique globale.
• Anomalie de Bouguer: négative sous les dorsales, suggérant une zone de manteau de faible densité (matériel chaud remontant).

Subsidence du Fond Marin

• La remontée de matière chaude au niveau des dorsales et son refroidissement pour former la croûte océanique entraînent une subsidence progressive du plancher océanique avec la distance à la dorsale et l'âge.
• Cette subsidence explique la distribution des guyots (monts sous-marins à sommet plat) et des atolls.

Les Anomalies Magnétiques Océaniques

• Des anomalies magnétiques symétriques sont observées de part et d'autre des dorsales, formant des bandes de magnétisme normal et inversé.
• Ces anomalies fournissent une preuve cruciale de l'expansion des fonds marins.

Le Champ Magnétique Terrestre

Le champ magnétique terrestre est un vecteur caractérisé par sa magnitude et sa direction.

Définitions de Base

• Champ magnétique (H): force exercée sur une particule chargée en mouvement.
• Induction magnétique (B): quantité mesurée, en Tesla (nT).
• Perméabilité magnétique (μ): capacité d'un matériau à conduire les lignes de champ magnétique.
• Intensité de magnétisation (J): réponse magnétique du milieu à un champ externe.
• Susceptibilité magnétique (k ou χ): degré de magnétisation d'un matériau.
• Deux angles décrivent la direction: Inclinaison (I) (angle avec l'horizontal) et Déclinaison (D) (angle avec le nord géographique).

Géométrie du Champ Magnétique

• Approximation par un dipôle magnétique incliné à 11,5° par rapport à l'axe de rotation terrestre, expliquant 80-85% du champ.
• Les Pôles géographiques (rotation) diffèrent des Pôles magnétiques (inclinaison verticale du champ) et des Pôles géomagnétiques (axe du dipôle théorique).
• Le champ varie dans le temps, d'où l'utilisation de modèles comme l'IGRF (International Geomagnetic Reference Field), mis à jour tous les ~5 ans.

La Magnétisation des Matériaux

• La magnétisation est l'alignement des dipôles magnétiques en réponse à un champ externe.
• Magnétisation induite: proportionnelle au champ externe, disparaît avec lui.
• Magnétisation rémanente: persiste après la suppression du champ externe.
• Les matériaux ferromagnétiques, anti-ferromagnétiques et ferrimagnétiques présentent des réponses différentes du fait de l'alignement de leurs domaines magnétiques.
• Le cycle d'hystérésis décrit la relation non linéaire entre B et la magnétisation (M), montrant la magnétisation rémanente (Mr).

La Magnétisation Thermorémanente (TRM)

• La température de Curie (Tc) est la température au-dessus de laquelle un matériau perd sa magnétisation.
• La température de blocage (Tb) est la température en dessous de laquelle la magnétisation est "bloquée" et conservée.
• Les basaltes des dorsales acquièrent une TRM en se refroidissant sous Tc et Tb, enregistrant la direction du champ magnétique terrestre à ce moment.

Les Inversions du Champ Magnétique Terrestre

• Le champ magnétique terrestre inverse périodiquement sa polarité.
• Ces inversions sont enregistrées dans les roches volcaniques (par TRM) et sédimentaires (par magnétisation détritique).
• L'échelle de temps géomagnétique est établie par la datation radiométrique des laves et la corrélation des magnétisations.
• Époques (~1 Ma), Événements (~50 ka) et Excursions (<5 ka) décrivent ces changements de polarité.
• La durée d'une inversion est estimée à 1 000-2 000 ans.
• Le noyau externe, composé de fer fluide conducteur et en convection, génère le champ magnétique par un effet de géodynamo.

Lien avec l'Expansion des Fonds Marins

• L'hypothèse de Vine, Matthews & Morley (1963) a expliqué les bandes d'anomalies magnétiques comme l'enregistrement des inversions du champ magnétique terrestre dans la croûte océanique nouvellement formée et s'écartant.
• Les isochrones (lignes de même âge) sont tracées en corrélant les anomalies magnétiques avec l'échelle de temps géomagnétique.
• Les vitesses d'expansion des fonds marins sont calculées à partir de la distance entre les isochrones et leur âge (ex: 9-10 cm/an pour certaines dorsales).
• Le plancher océanique le plus ancien connu a environ 180-200 Ma.
• Les anomalies magnétiques permettent de reconstruire la dérive des continents jusqu'à ~180 Ma.

Les Failles Transformantes

• Ces failles segmentent les dorsales médio-océaniques.
• Contrairement aux failles décrochantes classiques, l'activité sismique ne se produit que dans la portion entre les segments de dorsale, où le mouvement est inverse.
• Le rôle des failles transformantes dans la tectonique des plaques a été proposé par J. Tuzo Wilson (1965).

Destruction et Recyclage du Fond Océanique: La Subduction

• La subduction est le processus où la lithosphère océanique plonge dans le manteau terrestre au niveau des fosses océaniques.
• Elle entraîne la destruction et le recyclage de la croûte océanique.
• Ces zones se caractérisent par des anomalies gravimétriques négatives et une intense activité volcanique et sismique (ex: le "Cercle de Feu" du Pacifique).
• La subduction mène à la formation d'arcs volcaniques et de nouvelle croûte continentale.

Bilan du Plancher Océanique

• Production: environ 3,3 km² de plancher océanique et 20 km³ de croûte par an.
• La surface totale du plancher océanique est d'environ 3 x 10⁸ km².
• Le taux de destruction est relativement constant (2-5 cm/an), et la croûte océanique subit un vieillissement, un refroidissement et une subduction continus.

Les études géologiques et géophysiques du plancher océanique et la tectonique des plaques

La théorie de la tectonique des plaques s'appuie sur des observations détaillées du plancher océanique, notamment sa morphologie, sa composition, son flux de chaleur et ses anomalies magnétiques. Ces études ont permis de comprendre les mécanismes d'expansion des fonds marins et de subduction.

Terminologie des âges

• 1 ka = 1 kilo-an = 1 000 ans ()

• 1 Ma = 1 méga-an = 1 000 000 ans ()

• 1 Ga = 1 giga-an = 1 000 000 000 ans ()

Les dorsales médio-océaniques

Les dorsales médio-océaniques sont les plus grandes chaînes volcaniques actives de la Terre, s'étendant sur 60 000 à 65 000 km. Elles culminent à environ 2,5 km au-dessus des plaines abyssales et sont segmentées par des failles transformantes et des zones de fracture.

• Vitesses d'expansion:

  • Lentes: 1-5 cm/année

  • Intermédiaires: 5-9 cm/année

  • Rapides: 9-18 cm/année

Variation de la profondeur du fond marin

Il existe une relation bien définie entre la profondeur de l'océan, la distance à la dorsale et l'âge de la croûte océanique. La profondeur est proportionnelle à , équivalente à . La morphologie détaillée de la dorsale dépend de sa vitesse d'expansion.

Structure de la croûte océanique

La croûte océanique est principalement composée de roches basiques (mafiques, ferromagnésiennes) silicatées. Cela inclut des roches volcaniques (laves de basalte, souvent sous forme de laves en coussins) et des roches plutoniques (gabbros).

Anomalies gravimétriques

• L'anomalie d'air libre: Correspond à la bathymétrie aux courtes échelles, indiquant une compensation isostatique.

• L'anomalie de Bouguer: Est négative sous la dorsale, suggérant une zone de manteau de densité anormalement faible due à la remontée de matériel chaud.

Flux de chaleur

Le flux de chaleur () est la quantité de chaleur par unité de temps traversant une surface. Il est

décrit par la formule unidimensionnelle : , où est la conductivité thermique, le changement de température et le changement de profondeur. Il est mesuré en J m⁻² s⁻¹ ou W m⁻² (souvent mW m⁻²).

• Origine: Refroidissement de la Terre (chaleur résiduelle et latente) et désintégration radioactive (U, Th, K).

• Valeurs typiques:

  • Moyenne globale: 87 mW/m²

  • Moyenne océanique: 101 mW/m²

  • Dorsales médio-océaniques: >250 mW/m²

La densité de flux de chaleur diminue avec la distance à la dorsale, c'est-à-dire avec l'âge de la lithosphère océanique.

Subsidence du fond marin

Le fond marin subit une subsidence graduelle avec la distance de la dorsale (et l'âge du plancher océanique). Harry Hess a proposé l'hypothèse de l'expansion des fonds marins en 1962 pour expliquer la distribution des guyots et monts sous-marins, qui sont les témoins de la subsidence et de l'évolution de la croûte océanique. Les îles volcaniques se transforment en atolls puis en guyots avec l'éloignement de la dorsale.

Anomalies magnétiques océaniques

Les levés des anomalies magnétiques ont révélé des bandes symétriques autour des dorsales, avec un magnétisme dans la direction actuelle du champ terrestre (anomalies positives) ou dans la direction opposée (anomalies négatives).

Le champ magnétique terrestre

• C'est un vecteur caractérisé par l'induction magnétique B (en Tesla ou nT), l'inclinaison I (angle entre B et le plan horizontal) et la déclinaison D (angle entre la composante horizontale et le nord géographique).

• Il est approximé par un dipôle magnétique incliné de 11,5° par rapport à l'axe de rotation de la Terre.

• Le champ magnétique est généré par un processus complexe appelé géodynamo dans le noyau externe liquide de la Terre.

• Les valeurs minimales d'intensité sont ~23 000 nT à l'équateur, maximales ~66 000 nT aux pôles.

La magnétisation des matériaux

Les anomalies magnétiques locales sont dues à la magnétisation des roches de la lithosphère.

• Champ magnétique H (A/m) et induction magnétique B (Tesla).

• Perméabilité magnétique (): Capacité d'un matériau à conduire les lignes de champ magnétique. Dans le vide, avec .

• Pour un milieu magnétique, , où J est l'intensité de magnétisation et la susceptibilité magnétique.

• Magnétisation induite: Aligné avec le champ externe, disparaît quand le champ est retiré.

• Magnétisation rémanente: Reste quasi-permanente même après retrait du champ externe.

Magnétisation en domaines et types

Les matériaux ferromagnétiques, anti-ferromagnétiques et ferrimagnétiques présentent un alignement de domaines magnétiques.

• Ferromagnétique: Alignement fort (e.g., fer).

• Anti-ferromagnétique: Alignement opposé qui s'annule.

• Ferrimagnétique: Alignement partiel et non-équilibré (magnétisation résultante non-nulle).

Le cycle de magnétisation: Hystérésis

Décrit comment la magnétisation (M) varie avec le champ externe (B). La magnétisation rémanente () est la magnétisation résiduelle lorsque B redevient nulle après saturation.

La magnétisation thermorémanente (TRM)

La température de Curie () est la température maximale à laquelle un matériau peut être magnétisé. Au-delà de

, les domaines magnétiques sont désorganisés. En-dessous de , si un champ magnétique est appliqué lors du refroidissement, la roche acquiert une magnétisation alignée avec ce champ, qui est "bloquée" en dessous de la température de blocage (). Les roches basaltiques des dorsales acquièrent ainsi une TRM.

Les inversions du champ magnétique terrestre

Le champ magnétique de la Terre s'est inversé de nombreuses fois au cours de l'histoire géologique. Ces inversions sont enregistrées dans les roches (magnétisation thermorémanente dans les laves, magnétisation détritique dans les sédiments).

• Chronologie:

  • Époque: Période d'environ 1 Ma de polarité prédominante (normale ou inversée).

  • Événement: Inversion de plus courte durée (environ 50 ka).

  • Excursion: Changement bref et temporaire du champ magnétique (environ 5 ka).

  • Superchron: Période de plus de 10 Ma sans inversion significative (ex: Crétacé Quiet Zone).

La périodicité moyenne des inversions est d'environ ans, mais est très variable. Les inversions sont rapides, de l'ordre de 1 à 2 ka.

La géodynamo et les inversions

La géodynamo, basée sur le mouvement du fer liquide dans le noyau externe, génère le champ magnétique. Les modèles mathématiques suggèrent que les inversions sont des phénomènes chaotiques intrinsèques au système de la géodynamo, reproduisant une séquence d'inversions de la direction du champ magnétique.

Lien avec l'expansion des fonds marins

L'hypothèse de Vine, Matthews & Morley (1963) a expliqué les anomalies magnétiques océaniques: le plancher océanique se forme aux dorsales et, en se refroidissant, les laves basaltiques enregistrent la polarité du champ magnétique terrestre à ce moment. La nouvelle croûte s'écarte ensuite symétriquement de la dorsale.

Isochrones et vitesse d'expansion

Les anomalies magnétiques permettent de tracer les isochrones (lignes de même âge) du plancher océanique. En mesurant la distance entre les isochrones et en la divisant par la différence d'âge, on peut calculer la vitesse d'expansion du plancher océanique. Si la dorsale est active, la vitesse est calculée à partir de l'axe. La demi-vitesse d'expansion correspond au mouvement d'un côté de la dorsale.

• Calcul de la vitesse d'expansion:

L'âge du plancher océanique le plus ancien connu est d'environ 180-200 Ma (Pacifique de l'ouest), voire 340 Ma (Méditerranée orientale).

Reconstruction paléogéographique

En "fermant" les isochrones du plancher océanique, on peut reconstruire les positions passées des continents et ainsi suivre leur "dérive" sur des millions d'années.

Les failles transformantes

Proposées par J. Tuzo Wilson (1965), ce sont des failles où le sens de mouvement est inversé par rapport à une faille décrochante classique. L'activité sismique ne se produit que dans la portion entre les segments de dorsale déplacés. Elles ajustent la géométrie de l'expansion des plaques en mouvement horizontal.

Destruction et recyclage du fond océanique (Subduction)

La lithosphère océanique est recyclée dans le manteau au niveau des fosses océaniques, un processus appelé subduction. Cela entraîne la destruction de la croûte océanique, la formation d'arcs volcaniques (croûte continentale juvénile) et l'accrétion de terrains.

Les fosses océaniques sont caractérisées par de grandes anomalies gravimétriques d'air libre, indiquant un déséquilibre isostatique local. La majeure partie de l'activité volcanique et sismique mondiale se produit aux frontières des plaques tectoniques, notamment autour du "Cercle de Feu" du Pacifique, associé aux zones de subduction.

Budget du plancher océanique

Environ 3,3 km² de plancher océanique, soit 20 km³ de croûte, sont créés chaque année. La superficie actuelle du plancher océanique est de km². Le taux de destruction est quasi constant (2-5 cm/an), et le rapport aire/âge diminue avec le temps à mesure que la lithosphère océanique vieillit, se refroidit et subduit.