La ou est le procédé de reconstitution des positions antérieures des plaques tectoniques les unes par rapport aux autres ou par rapport à des référentiels donnés, tels que le champ magnétique terrestre ou des groupes de points chauds. Cette méthode aide à déterminer les contours et la constitution des anciens continents et supercontinents et sert de base aux reconstructions paléogéographiques.
Définition des limites de plaques Une partie importante de la reconstitution des plaques tectoniques consiste à définir les anciennes limites des zones de la lithosphère qui ont été actives à un moment donné.
Limites des plaques actuelles La plupart des limites actuelles des plaques sont facilement identifiables à partir du modèle de sismicité récente. Ceci est désormais étayé par l'utilisation de données géodésiques, telles que le GNSS, pour confirmer et mesurer le mouvement relatif des plaques entre elles.
Limites des plaques passées L’identification des limites des plaques passées (mais désormais inactives) au sein des plaques actuelles repose généralement sur la preuve d’un océan désormais fermé. La ligne où se trouvait l'océan est normalement marquée par la présence de morceaux de lithosphère océanique, agglomérés dans la zone de collision, et composées d'ophiolites. La ligne de jonction de deux plaques, formant une plus grande, est connue sous le nom de suture.
Dans de nombreuses ceintures orogéniques, la collision ne se produit pas seulement entre deux plaques, mais implique l'accrétion séquentielle de terranes plus petits. Ces terranes sont des fragments plus petits de la croûte continentale qui ont été pris dans le processus orogénique, tels que des microcontinents ou des arcs insulaires.
Cadres de référence Les mouvements des plaques, qu'ils soient observables aujourd'hui ou dans le passé, sont idéalement liés à un référentiel permettant le calcul d'autres mouvements de plaques. Une plaque centrale telle que la plaque africaine peut être liée aux mouvements des plaques adjacentes. En utilisant des reconstructions successives, des plaques supplémentaires peuvent être reconstruites par rapport à la plaque centrale. À son tour, la plaque de référence peut être reconstruite, avec les autres plaques, selon un autre cadre de référence, tel que le champ magnétique terrestre, déterminé à partir de mesures paléomagnétiques de roches d'âge connu. Bien qu'un référentiel global des points chauds ait été postulé (comme par exemple William Jason Morgan), il est maintenant établi que tous les points chauds ne sont pas nécessairement fixes dans leur position relative les uns par rapport aux autres, ni par rapport à l'axe de rotation de la Terre. Cependant, il existe des groupes de ces points chauds qui semblent être fixes selon les contraintes des données disponibles, au sein de mésoplaques particulières.
Pôles d'Euler Le mouvement d'un corps rigide, tel qu'une plaque, à la surface d'une sphère peut être décrit comme une rotation autour d'un axe fixe (par rapport au référentiel donné) appelé pôle eulérien. Le mouvement d'une plaque est entièrement défini par son pôle d'Euler et la vitesse angulaire de rotation autour de ce pôle. Les pôles d'Euler définis pour les mouvements actuels des plaques peuvent être utilisés pour reconstruire les positions des plaques dans un passé récent (quelques millions d'années). De nouveaux pôles eulériens doivent être définis pour des stades plus anciens de l’histoire de la Terre.
Méthodes d'estimation des mouvements passés des plaques vignette|300x300px|Âges de la lithosphère océanique Afin de retrouver dans le temps les positions des plaques, il est nécessaire de fournir des informations sur les positions relatives ou absolues des plaques en cours de reconstruction, permettant ainsi le calcul d'un pôle d'Euler. Ces méthodes constituent des approches quantitatives de reconstruction.
Correspondance géométrique des marges continentales Certaines correspondances entre les marges continentales, notamment entre l'Amérique du Sud et l'Afrique, étaient connues bien avant que n'apparaissent une théorie capable de les expliquer. La reconstruction antérieure à l'apparition du rift de l'Atlantique faite par Bullard dans les années 1960, basée sur un ajustement des moindres carrés au contour de de profondeur, demeure aujourd'hui encore la meilleure correspondance avec les données des pôles paléomagnétiques des deux côtés du rift, du milieu du Paléozoïque au Trias supérieur.
Bandes magnétiques sur les fonds océaniques Les reconstructions des plaques dans le passé géologique récent reposent principalement sur le motif des bandes magnétiques de la croûte océanique afin d'éliminer les effets de l'expansion du fond marin. Les bandes individuelles sont datées par magnétostratigraphie, permettant ainsi de connaître leur époque de formation. Chaque bande (et son image miroir) représente une limite de plaque à un moment donné dans le passé, permettant ainsi de repositionner les deux plaques l'une par rapport à l'autre. La croûte océanique la plus ancienne date du Jurassique, fournissant ainsi une limite d'âge d'environ 175 millions d'années pour l'utilisation de telles données. Les reconstructions ainsi obtenues restent relatives.
Paléomagnétisme
Données paléomagnétiques : méthodes Les données paléomagnétiques sont obtenues au moyen de prélèvements d'échantillons orientés de roches et en mesurant leur rémanence magnétique en laboratoire. Des données exploitables peuvent être extraites de divers types de roches. Dans les roches magmatiques, les minéraux magnétiques cristallisent à partir du magma et lorsque la roche refroidit en dessous de sa température de Curie, elle acquiert une magnétisation thermorémanente (TRM) conservant l'axe du champ magnétique terrestre à ce moment-là. Pour les roches sédimentaires, les grains magnétiques alignent leurs moments magnétiques avec la direction du champ magnétique pendant ou peu après le dépôt en milieu liquide, créant ainsi une magnétisation rémanente détritique ou post-détritique (DRM). La difficulté récurrente liée à l'utilisation des sédiments clastiques pour définir les directions du champ magnétique du passé réside dans le fait que la direction du DRM peut également s'aligner avec le plan de stratification en raison du compactage des sédiments, entraînant une inclinaison magnétique finale moins prononcée que l'inclinaison lors du dépôt. L'erreur d'aplatissement de l'inclinaison peut néanmoins être estimée et corrigée à l'aide de simulations de dépôt, de mesures d'anisotropie magnétique et de l'utilisation de modèles théoriques pour la dispersion des directions paléomagnétiques. Les roches métamorphiques ne sont normalement pas utilisées pour les mesures paléomagnétiques en raison des complexités liées à l'acquisition de la rémanence, des incertitudes sur l'âge de la magnétisation et de la forte anisotropie magnétique.
Généralement une étude paléomagnétique consiste à recueillir un grand nombre d'échantillons de roches indépendantes et d'âge similaire à des endroits proches, en multipliant les échantillons de chaque unité afin d'estimer la marge d'erreur des mesures et d'évaluer dans quelle mesure l'ensemble des données paléomagnétiques obtenues reflète la . Des techniques de démagnétisation progressive sont mises à contribution pour discerner les composants de magnétisation secondaire (comme les surimpressions magnétiques qui auraient pu être induites dans la roche en raison d'altération chimique ou d'un réchauffement) et pour isoler la magnétisation primaire, qui enregistre la direction du champ magnétique au moment de la formation de la roche. Divers tests magnétiques et paléomagnétiques sont généralement réalisés sur les roches pour établir la nature primaire de l'aimantation rémanente isolée. Les directions paléomagnétiques récupérées sont utilisées pour calculer les pôles paléomagnétiques, fournissant ainsi des contraintes sur la position latitudinale du bloc crustal à partir duquel les échantillons de roche ont été prélevés, ainsi que sur son orientation d'origine par rapport aux méridiens.
Des données paléomagnétiques de bonne qualité sont recensées et disponibles dans la Base de données paléomagnétique mondiale (Global Paleomagnetic Database), accessible depuis le World Data Center A à Boulder dans le Colorado.
Pôles paléomagnétiques Un pôle paléomagnétique est défini en prenant la direction moyenne de l'aimantation rémanente primaire des roches échantillonnées (exprimée sous forme de déclinaison magnétique terrestre et d'inclinaison moyennes) et en calculant la position d'un pôle géomagnétique pour le champ d'un dipôle magnétique géocentrique qui produirait la direction moyenne observée au lieu d'échantillonnage dans ses coordonnées géographiques actuelles. Une approche alternative pour déterminer les pôles paléomagnétiques implique le calcul d'un pôle géomagnétique virtuel (Virtual Geomagnetic Pole ou VGP) pour chaque échantillon, suivi de l'estimation de la position moyenne de l'ensemble de ces pôles. Les statistiques de Fisher appliquées sur une sphère sont couramment utilisées pour obtenir la direction moyenne de l'aimantation ou la localisation moyenne du VGP, ainsi que pour estimer leurs incertitudes. Bien que les deux approches soient employées dans les études paléomagnétiques, il a été reconnu que la moyenne des directions plutôt que des vecteurs de rémanence complets peut entraîner des estimations biaisées de la direction moyenne du champ paléomagnétique. Actuellement, la technique privilégiée pour calculer les pôles paléomagnétiques consiste à faire la moyenne des VGP.
Applications aux reconstructions paléogéographiques vignette|474x474px|Reconstruction paléogéographique du supercontinent de la Pangée à la limite Permo-Trias (250 Ma). Panneau supérieur : APWP synthétique pour l’Afrique (les pôles paléomagnétiques sud sont représentés avec leurs ovales d’incertitude à 95 %). Le point rouge met en évidence le pôle paléomagnétique de . Les données APWP proviennent de Torsvik et al. (2012). Panneau du milieu : tous les continents sont assemblés dans la configuration de la Pangée à 250 Ma en utilisant les estimations de leurs mouvements relatifs, l'Afrique étant maintenue fixe dans sa position actuelle. Le triangle rouge montre la position du pôle d'Euler et la flèche rouge indique la rotation qui reconstruirait le pôle paléomagnétique vers le pôle géographique sud. Panneau inférieur : La rotation d'Euler a été appliquée à la Pangée, qui est maintenant reconstruite paléogéographiquement. La longitude est fixée arbitrairement pour minimiser le mouvement longitudinal de l'Afrique depuis 250 Ma. Des études paléomagnétiques de laves du Pliocène ( à 2,58) au Quaternaire ( à nos jours), indiquent que lorsque la moyenne du champ géomagnétique est calculée sur des périodes suffisamment longues pour échantillonner pleinement la variation séculaire géomagnétique, le champ en moyenne dans le temps peut être évalué de manière précise par le champ d'un dipôle axial géocentrique (DAG), c'est-à-dire un dipôle magnétique placé au centre de la Terre et aligné avec l'axe de rotation de la Terre. En conséquence, si un ensemble de données paléomagnétiques a échantillonné une période suffisamment longue pour faire la moyenne de la variation séculaire, le pôle paléomagnétique qui en dérive peut être interprété comme une estimation de l'emplacement du pôle géographique par rapport aux endroits d'échantillonnage actuels.
La différence entre le pôle paléomagnétique et le pôle géographique actuel indique la position géographique passée du bloc crustal où les échantillons rocheux ont été formés, incluant sa latitude (paléolatitude) et son orientation originale. En supposant que la direction moyenne du champ paléomagnétique corresponde à celle d'un DAG, la paléolatitude du site d'échantillonnage (λ) peut être calculée à partir de l'inclinaison (I) de la direction moyenne à l'aide d'une formule simple :