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NAISSANCE ET DISPARITION DES OCEANS . . .
OUVERTURE D'UN OCEAN
Les océans se forment par refroidissement de magma au niveau de ce que l’on appelle une dorsale. Lorsque les continents s’écartent, les nouvelles roches qui constituent l’océan se forment au niveau celle-ci. Les roches un peu plus anciennes, déjà présentes au niveau de la dorsale, s’écartent donc pour laisser la place aux nouvelles.
Les roches sont donc de plus en plus jeunes au fur et à mesure que l’on s’approche de la médiane dorsale, et de plus en plus vieilles au fur et à mesure que l’on s’en écarte.
Les roches de la croute océanique se formant à partir d’un magma, les plus récentes sont également les plus chaudes. En vertu du « principe de la montgolfière* », les roches les plus chaudes sont aussi les moins denses (les moins lourdes pour un même volume). À l’inverse, plus l’on s’éloigne de la dorsale, plus les roches vieillissent, plus elles vieillissent, plus elles refroidissent, et plus elles deviennent denses (« principe inverse de la montgolfière** »).
La densité du plancher océanique augmentant elle devient supérieure à celle du manteau externe sous-jacent et s’enfonce, l’océan devient plus profond.
*Lorsque l'on chauffe l'air dans la montgolfière, celle-ci monte en raison de la densité inférieure de l'air chaud par rapport à l'air extérieur.
**Lorsque l'air de la montgolfière refroidit et devient aussi dense que l'air extérieur, la montgolfière descent par gravité en raison de sa masse.
C’est un phénomène que l’on observe très bien sur les cartes de profondeur des océans.
La densité du plancher océanique augmentant elle devient supérieure à celle du manteau externe sous-jacent et s’enfonce, l’océan devient plus profond.
FERMETURE D'UN OCEAN
La surface de la Terre n'est pas en expansion, elle reste entièrement constante. Il faut donc admettre que l'ouverture des océans soit équilibrée par la disparition de croûte océanique par subduction.
Nous savons qu’un océan était présent en lieu et place des Alpes au Jurassique (-200 à -145 millions d’années) et au Crétacé (-145 à -66 millions d’années). À de rares exceptions près (comme le Chenaillet), cet océan a disparu pour laisser place aux Alpes. Mais comment un océan peut-il bien « disparaitre » ?
La densité du plancher océanique augmentant elle devient supérieure à celle du manteau externe sous-jacent et s’enfonce, l’océan devient plus profond.
Au contacte d'une plaque continentale le plancher océanique plonge très lentement dans le manteau, ce phénomène est appelé "subduction".
Quand le plancher océanique plonge, la pression qu’elle subit augmente immédiatement, mais comme c’est une lithosphère froide qui plonge, la température va augmenter graduellement. Dans ces conditions de pression et de température particulières, les minéraux vont se réorganiser et de nouveaux minéraux vont apparaitre : c’est ce que l’on appelle le métamorphisme, et en l’occurrence ici, le métamorphisme de haute pression, basse température (HP-BT), : « basse température », car la plaque plongeante est moins chaude qu’elle devrait l’être à cette profondeur (anomalie due à l’inertie thermique de la plaque, froide au départ de sa plongée).
Ce métamorphisme fait apparaitre certains minéraux biens particuliers tel que :
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Micaschiste (protolithe = pélites) du prisme d’accrétion ;
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Les micas verts puis bleus (protolithe = basalte de plancher océanique ;
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Le Glaucophane, caractéristique d’une zone de pression et de température = « Schistes bleus ».
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Le Grenat et l’Omphacite, caractéristique d’une zone de pression et de température que l’on appelle « Éclogite ».
Ces zones se retrouvent sur les figures ci-dessus .
Un très bel affleurements de schistes bleus se trouve en Bretagne, sur une petite ile au large de Lorient : l’ile de Groix (https://goo.gl/maps/uG6joFMcZ1sh7u1a7). C’est sur cette ile que Louis de Pazzis a pris les photos qui illustrent cet article.
On observe sur les photos un très bel assemblage de Grenats (rouge sombre) et de Glaucophane (bleu nuit). Ces deux minéraux nous indiquent que ces roches sont descendues à une profondeur comprise entre 45 et 60 kilomètres, et on subit une température d’environ 500°C (ce qui est relativement froid pour cette profondeur). Elles sont donc bien descendues dans le manteau à l’occasion d’une Subduction océanique !
Les petites bandes jaune-vert que l’on retrouve sur les photos sont composées d’Épidotes. Ce minéral se forme à des pressions plus faibles que le Glaucophane et le Grenat. Il s’est donc formé à l’occasion de la remontée de la roche à la surface, c’est ce que l’on appelle un métamorphisme rétrograde.
Ces minéraux sont donc doublement exceptionnels :
1) parce qu’ils se sont formés lorsque qu’un océan a plongé dans le manteau ;
2) parce qu’ils sont remontés à la surface, où nous pouvons les observer.
Cette richesse minéralogique exceptionnelle de l’ile de Groix est protégée par une réserve naturelle : la réserve François Le Bail, première réserve géologique de France (http://www.reserves-naturelles.org/francois-le-bail-ile...). L’extraction et le ramassage de roches et de minéraux sont donc interdits dans cette réserve.
UN EXEMPLE " OCEAN ATLANTQUE VS OCEAN PACIFIQUE "...
Depuis environ 160 Ma, l'océan Atlantique est en expansion, la plaque nord-américaine s'éloigne des plaques eurasienne et africaine. Le déplacement de la plaque nord-américaine se fait vers l'ouest et le sud-ouest à une vitesse de 1,15 centimètre par an ou encore à une vitesse de rotation de 0,7486° par million d'années selon un pôle eulérien situé à 48°71' de latitude nord et 78°17' de longitude ouest (référentiel : plaque pacifique) C’est l'océan Pacifique dont la largeur va en diminuant. Les plaques Pacifique, Nazca et Cocos plongent sous les continents nord-américain par subduction. L'océan Pacifique se ferme donc plus vite qu'il ne s’élargit, alors que l'océan Atlantique s'agrandit.
Des modélisations montrent que dans une centaine de millions d'années, le Pacifique sera refermé et qu'un océan unique, l'Atlantique, entourera un continent unique, sauf si l'activité interne de la Terre se modifie entraîne un changement à la surface.
La fermeture de l’océan Téthys continue de nos jours à la vitesse moyenne de 5 millimètres par an.
PÔLE EULERIEN
Un pôle eulérien (ou pôle d'Euler) est un centre de rotation permettant de décrire des mouvements à la surface d'une sphère.
La notion de pôle eulérien est utilisée dans le cadre de la tectonique des plaques. Ainsi, dans le cas d'une plaque tectonique se déplaçant à la surface de la Terre, chaque point de la plaque décrit un arc de cercle; ces arcs de cercles ont en commun le même centre de rotation représenté par le pôle eulérien de la plaque tectonique. De cette théorie découle plusieurs constats et explications. Ainsi, dans le cas d'une divergence de plaques, la vitesse d'écartement des deux plaques n'est pas la même le long de la zone de divergence : plus le pôle eulérien est proche, moins la vitesse d'écartement est grande. Ceci explique l'existence des failles transformantes qui séparent le rift en plusieurs tronçons et qui permettent de gérer les différences de vitesse d'écartement des deux plaques. De plus, les failles transformantes sont parallèles et décrivent des arcs de cercle ayant le même centre de rotation représenté par le pôle eulérien de la plaque. Enfin, dans le cas d'une plaque pivotant sur elle-même, le pôle eulérien se situera sur la plaque.
La description mathématique du mouvement relatif des plaques fait intervenir trois paramètres seulement: la latitude et la longitude du pôle eulérien, et la vitesse de rotation. Le premier modèle (à 6 plaques) a été élaboré en 1968, un modèle plus précis à 11 plaques a été mis au point en 1978, les modèles actuels sont dérivés du modèle NUVEL-1. (modèle NUVEL-1 — Planet-Terre (ens-lyon.fr)
