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Divergence des plaques et extension
Déformations de la lithosphère
Les différents stades de l'extension
Sismicité



CNRS-Géomanips

Fissures témoignant de l’extension de l’Islande située à la frontière de deux plaques divergentes.
© Photo S. Garcia


Les tensions provoquées par la tectonique des plaques sont capables d’étirer un continent jusqu'à la rupture. Les expériences de recherche permettent aux scientifiques de comprendre ces phénomènes.

Quand une plaque continentale est entièrement étirée, un volcanisme de type dorsale apparaît, un nouvel océan au sens des géologues, naît. Cet océan s’élargira tant que le processus se poursuivra et les deux morceaux de continents désormais situés sur deux plaques différentes vont s’écarter au fil du temps.

Les déformations dûes à l'écartement des plaques se produisent à toutes les échelles : de toute une région à la dizaine de mètres sur les affleurements ; ils s’observent même à l'échelle centimétrique.
C’est donc un processus fondamental que nous proposons d’explorer depuis les études de terrain puis à l’aide d' expériences simples ou plus complexes.




Divergence des plaques et extension
Déformations de la lithosphère
Les différents stades de l'extension
Sismicité


 


Carte des reliefs de l'Europe


Profil sismique dans le Nord du graben du Rhin


Modèle simplifié de graben

Les plaques lithosphériques peuvent être soumises à une extension horizontale sur une vaste surface, mais les études de terrain montrent que l’étirement majeur se concentre le long de vastes fossés appelés rifts continentaux. Les rifts constituent le premier stade d’un processus de divergence entre deux futures plaques qui aboutit, s’il se prolonge suffisamment longtemps, à la formation d’un nouvel océan.

Les fossés de moins de 1km de long restent des structures de faible importance qui n'affectent que la partie superficielle de la croûte. Les structures de plus de 100 km de long et de plus de 10 km de large, comme le fossé rhénan, affectent l'ensemble de la lithosphère soit plus de 70 km d'épaisseur; ce sont les véritables rifts sous lesquels la lithosphère est amincie.

Les rifts forment des reliefs que l'on peut suivre à la surface du globe sur plusieurs centaines, voire milliers de kilomètres de long et plusieurs centaines de kilomètres de large. Ils sont caractérisés par une zone centrale affaissée (fossé ou graben). De chaque côté, les épaules du rift sont formées par des crêtes qui dominent le fossé central et par des flancs qui s’abaissent progressivement vers l’extérieur du rift.

Le fossé central est occupé par des plaines fluviales (Rhin), des lacs (rift Est-Africain) ou des mers peu profondes (Mer Rouge).



 



 



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Schéma de faille normale
Déformation locale


C’est au niveau du fossé central (ou graben) que se concentre l’amincissement de la croûte continentale par extension tectonique.

Les grabens sont des structures allongées, limitées par des failles normales conjuguées qui délimitent une série de blocs crustaux affaissés (graben secondaire), ou en relief (horst), bien visibles sur les profils sismiques.

Le pendage de ces failles normales est généralement proche de 60° en surface et s’incurve vers 40° en profondeur.


 

 


Soulèvement des bordures des rifts
Déformation régionale


La déformation n’est pas uniquement localisée au niveau du graben. L’isostasie et le rééquilibrage thermique interviennent dans le processus de formation des rifts.

Dans un premier temps, l’amincissement provoque la remontée du manteau supérieur plus dense, suivie d’un rééquilibrage dû à l'isostasie entraînant une subsidence au niveau du fossé central. Inversement, le soulèvement des épaules du rift est l’effet d’un rebond isostatique de la lithosphère allégée par cet amincissement sous le fossé.


L’ouverture de fissures permet parfois la remontée de magma et la formation de volcans au niveau du fossé central, comme en Alsace avec le Kaiserstuhl et le massif de Vogelsberg.



Deux mécanismes pour amincir la lithosphère


On distingue deux types de rift : le rift actif et le rift passif.

Dans le rifting actif, le moteur de l’extension est la remontée d’un panache d’asthénosphère chaude qui provoque la dilatation des roches de la lithosphère et l’apparition d’un vaste bombement au sommet duquel s’ouvre un rift.

Dans le rifting passif, le moteur de l’extension est une simple traction de la lithosphère exercée parfois très loin de la zone de rift, par le mouvement relatif entre plaques.



 







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Stades évolutifs d’une région en extension
Stade rift type fossé du Rhin, rift Est-Africain

Sous l’effet d’une distension, la croûte supérieure fragile se fragmente le long de failles normales, des blocs s’affaissent formant des fossés ou grabens alors que d’autres restent en relief formant des horsts.

En profondeur, la croûte inférieure s’étire de façon ductile. Cet amincissement provoque la remontée du manteau et une augmentation du flux thermique qui produit un soulèvement des bords du fossé.

Le graben du Rhin s’est formé durant l’Oligocène entre 34 et 23 Ma et n’a pas évolué depuis. Il est resté figé à ce stade. Le rift Est-Africain est en cours d’ouverture et peut évoluer vers les stades suivants.



Stade fissure crustale type mer Rouge
Si l’étirement se prolonge, la croûte continentale s’amincit de plus en plus. Des magmas basiques provenant du manteau supérieur s’injectent dans les fissures formant un début de croûte océanique qui remplace progressivement la croûte continentale.



Stade océanique type dorsale médio-atlantique, cas particulier de l’Islande

Si l’étirement se prolonge encore, on aboutit à une dorsale bien identifiable et à la formation d’une croûte océanique qui s'élargit toujours. Les anciennes épaules du rift, maintenant éloignées de l’axe thermique, se refroidissent et s’affaissent devenant des marges continentales passives




 



 



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Les rifts continentaux en formation sont caractérisés par une activité sismique faible mais constante. Les foyers des séismes sont localisés dans la croûte continentale supérieure fragile entre 0 et 10-15 km. Les mécanismes aux foyers montrent que les ruptures à l’origine des séismes résultent d’une extension sur des failles normales.

Au-delà de 15 km de profondeur, l’absence de séismes indique une déformation ductile de la croûte inférieure : elle ne casse pas.

En résumé, l’extension se traduit par une déformation fragile en surface et une déformation ductile en profondeur.




 





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