Mesurer le mouvement des plaques en tectonique des plaques

Les plaques lithosphériques sont les sections de la croûte terrestre et du manteau supérieur qui se déplacent très lentement sur le manteau inférieur en dessous. Nous savons que ces plaques se déplacent à partir de deux lignes de preuves différentes - géodésique et géologique - qui nous permettent de retracer leurs mouvements dans le temps géologique.

Mouvement de plaque géodésique

La géodésie, science de la mesure de la forme de la Terre et de ses positions, nous permet de mesurer le mouvement des plaques directement à l'aide du GPS, le Global Positioning System. Ce réseau de satellites est plus stable que la surface de la Terre, donc quand un continent entier se déplace quelque part à quelques centimètres par an, le GPS peut le dire. Plus nous enregistrons ces informations, plus elles deviennent précises et, dans une grande partie du monde, les chiffres sont déjà assez précis.

Une autre chose que le GPS peut nous montrer, ce sont les mouvements tectoniques dans plaques. Une hypothèse derrière la tectonique des plaques est que la lithosphère est rigide, et en effet c'est encore une hypothèse solide et utile. Mais certaines parties des plaques sont molles en comparaison, comme le plateau tibétain et les ceintures montagneuses de l'Ouest américain. Les données GPS nous aident à séparer les blocs qui se déplacent indépendamment, ne serait-ce que de quelques millimètres par an. Aux États-Unis, les micro-plaques de la Sierra Nevada et de la Basse Californie se distinguent ainsi.

Mouvement de plaque géologique: présent

Trois méthodes géologiques différentes aident à déterminer les trajectoires des plaques: paléomagnétique, géométrique et sismique. La méthode paléomagnétique est basée sur le champ magnétique terrestre.

Dans chaque éruption volcanique, les minéraux contenant du fer (principalement de la magnétite) deviennent magnétisés par le champ dominant lorsqu'ils se refroidissent. La direction dans laquelle ils sont magnétisés pointe vers le pôle magnétique le plus proche. Parce que la lithosphère océanique se forme en continu par le volcanisme sur les crêtes qui se propagent, toute la plaque océanique porte une signature magnétique cohérente. Lorsque le champ magnétique de la Terre change de direction, comme il le fait pour des raisons qui ne sont pas entièrement comprises, la nouvelle roche prend la signature inversée. Ainsi, la majeure partie du fond marin a un motif rayé d'aimantations comme s'il s'agissait d'un morceau de papier émergeant d'un télécopieur (seulement il est symétrique à travers le centre d'épandage). Les différences de magnétisation sont légères, mais les magnétomètres sensibles des navires et des avions peuvent les détecter.

L'inversion du champ magnétique la plus récente remonte à 781 000 ans, donc la cartographie de cette inversion nous donne une bonne idée des mouvements des plaques dans le passé géologique le plus récent.

La méthode géométrique nous donne la direction d'épandage pour aller avec la vitesse d'épandage. Il est basé sur les failles de transformation le long des dorsales médio-océaniques. Si vous regardez une crête étalée sur une carte, elle présente un motif en escalier de segments à angle droit. Si les segments d'étalement sont les marches, les transformations sont les contremarches qui les relient. Mesurées avec soin, ces transformations révèlent des directions de propagation. Avec les vitesses et directions des plaques, nous avons des vitesses qui peuvent être branchées dans des équations. Ces vitesses correspondent bien aux mesures GPS.

Les méthodes sismiques utilisent les mécanismes focaux des tremblements de terre pour détecter l'orientation des failles. Bien que moins précises que la cartographie et la géométrie paléomagnétiques, ces méthodes sont utiles pour mesurer les mouvements des plaques dans des parties du globe qui ne sont pas bien cartographiées et ont moins de stations GPS.

Mouvement de plaque géologique: passé

Nous pouvons étendre les mesures dans le passé géologique de plusieurs manières. La plus simple consiste à étendre les cartes paléomagnétiques des plaques océaniques à partir des centres de propagation. Les cartes magnétiques des fonds marins se traduisent précisément en cartes d'âge. Ces cartes révèlent également comment les plaques ont changé de vitesse lorsque les collisions les ont bousculées en réarrangements.

Malheureusement, le fond marin est relativement jeune, pas plus d'environ 200 millions d'années, car il disparaît finalement sous d'autres plaques par subduction. En approfondissant le passé, nous devons de plus en plus compter sur le paléomagnétisme des roches continentales. Comme les mouvements des plaques ont fait tourner les continents, les roches anciennes ont tourné avec eux, et là où leurs minéraux indiquaient autrefois le nord, ils pointent maintenant ailleurs, vers des "pôles apparents". Lorsque vous tracez ces pôles apparents sur une carte, ils semblent s'éloigner du vrai nord à mesure que les âges rocheux remontent dans le temps. En fait, le nord ne change pas (généralement), et les paléopôles errants racontent une histoire de continents errants.

Ensemble, les méthodes énumérées ci-dessus nous permettent de produire une chronologie intégrée du mouvement des plaques lithosphériques, un récit de voyage tectonique qui mène sans heurts au présent.