Structure externe de la Terre et mouvements des plaques lithosphériques

PLAN DU COURS

I - La répartition des séismes et des volcans à la surface de la Terre :  Lien 

II - Les caractéristiques des plaques lithosphériques : Lien 

III - Une activité géologique aux limites des plaques lithosphériques met en évidence la dérive des plaques : Lien

IV - Les limites des plaques lithosphériques sont des zones géologiques actives : Lien

  Preuves d'une divergence océanique:  Lien

  Preuves d'une convergence océanique : Lien

  Preuves d'une collision continentale : Lien

V - Les zones de divergence océanique : Lien

VI - Les zones de subduction : Lien

VII - La formation des chaines de montagnes : Lien

Jusqu'à présent, nous avons vu que les séismes et les volcans sont présents sur Terre à différents endroits. Mais cette répartition est-elle homogène ou totalement liée au hasard ?

Problématique: quel lien peut-on faire entre les séismes et les volcans à la surface de la Terre ?

I - La répartition des séismes et des volcans à la surface de la Terre

Sur le schéma ci-dessous, vous pouvez observer la répartition des principaux volcans actifs à la surface du globe.

Sur le schéma ci-dessous, vous pouvez observer la répartition des principaux séismes à la surface du globe.

Ces deux cartes montrent que les séismes et les volcans sont répartis à certains endroits du globe:

- au bord des continents (côte ouest des Amériques, japon...)

- au milieu des océans (océan Atlantique, Indien...)

- au milieu des continents.

Si on localise sur la même carte les séismes et les volcans, on obtient la carte ci-dessous:

On observe que la plupart des séismes et des volcans sont localisés dans les mêmes zones. Les deux cartes se recoupent presque parfaitement.

Sur une carte au format papier, si on relie tous les points qui localisent les séismes comme les volcans, on obtient la carte suivante:

On en déduit que les séismes et les volcans délimitent de grandes surface de la Terre appelées plaques lithosphériques. Ces plaques sont au nombre de 12 (environ, les recherches actuelles avancent ce chiffre). Mais elles sont de nature différente:

- certaines plaques sont constituée de portions de continent et d'océan (ex: plaque Amérique du Nord, plaque Afrique...)

- d'autres plaques sont constituées que de portions d'océans (ex: plaque Pacifique)

- et certains, plutôt rares ne sont presque constituées que de portions de continents (plaque Arabique, non visible sur ce schéma).

BILAN:

La surface de la Terre est découpée en plaques lithosphériques. Ces plaques sont limitées par des séismes et des volcans (ils constituent les frontières des plaques; ces frontières sont donc très actives géologiquement). Par contre l'intérieur de ces plaques est peu actif (on y trouve peu ou pas de séismes ou volcans). On dénombre une douzaine de plaques à la surface du globe.

La surface de la Terre est constituée de plaques. Mais nous ne connsaissons que leurs limites (les frontières actives).

Problème: quelle sont les caractéristiques des plaques (épaisseur, matériau qui les constituent...) ? Comment étudier l'intérieur de la Terre ?

II - Les caractéristiques des plaques lithosphériques

Les plus profonds forages ont été effectués à une profondeur de 15 km; nous connaissons donc les roches qui constituent les plaques jusqu'à cette profondeur. Mais la Terre possède un rayon de 6375km ! L'étude de l'intérieur de la Terre doit donc se faire de manière indirecte.

La principale méthode utilisée fait appel aux ondes sismiques. Il s'agit de la tomographie sismique qui fonctionne un peu comme une échographie de l'intérieur de la Terre.

Cette méthode utilise le temps de parcours des ondes sismiques émises lors de tremblements (naturels ou artificiellement créés) de terre et dont l'interprétation des temps d'arrivée les uns relativement aux autres et en différents lieux, permet de déduire la nature des roches et les grandes structures géologiques à l'intérieur de la Terre.

Les ondes sismiques se déplacent au sein du globe à une vitesse qui dépend de différents paramètres physiques : la densité du milieu traversé, la chaleur...

Les géophysiciens enregistrent les ondes générées par les tremblements de terre. En comparant la vitesse à laquelle les ondes sismiques atteignent chacune des stations, représentative du type de roche traversé, on obtient une cartographie de l'intérieur de la Terre.

Soit les géologues utilisent les séismes naturels qu'ils étudient, soit ils créent des séismes artificiels grâce à des camions vibreurs (voir schéma ci-dessous) ou des explosifs.

Ceux-ci créent des ondes sismiques qui se propagent dans toutes les directions. Lorsqu'une onde rencontre une limite de couche géologique, elle dévie (on dit qu'elle est réfléchie) et elle remonte vers la surface où des géophones l'enregistrent.

L'étude de la durée et du trajet de ces ondes permet de mettre en évidence la présence de structures géologiques.

Ce qu'il faut savoir c'est que les ondes sismiques n'ont pas une vitesse constante. Cette vitesse varie suivant la rigidité (ou la densité) du milieu traversé.

On constate que les ondes sismiques sont lentes dans les liquides (1,5 km/s dans l'eau liquide) et plus rapides dans les solides.

Leurs vitesses augmentent proportionnellement à la densité des roches : elle est de 6km/s le granite « léger », de 7 km/s dans le basalte et de 8 km/s dans la péridotite, tous deux « plus lourds ».

D'après l'enregistrement ci-dessus:

- en milieu océanique , la vitesse des ondes sismiques est stable entre 0 et 10km de profondeur (V= 3,8km/s, 1ère couche terrestre). Puis la vitesse augmente brusquement de 3,8 km/s à 4,7 km/s. On change donc de milieu et on passe d'une roche rigide à une roche très rigide (changement de couche). Puis la vitesse se stabilise entre 10 et 90 km de profondeur (c'est l'épaisseur de la 2ème couche). Enfin, la vitesse diminue brusquement (autre changement de couche) entre 90 et 200 km de profondeur: les ondes doivent traverser une roche moins rigide ou un milieu plus chaud.

- en milieu continental: la vitesse des ondes est constante entre 0 et 40 km de profondeur (1ère couche terrestre) puis elle augmente (de 3,8 à 4,7 km/s): on change de couche et on passe dans un milieu plus rigide. La vitesse se stabilise sur 110km de profondeur (c'est l'épaisseur de la seconde couche) puis varie brusquement à 150 km de profondeur (on change de couche) et diminue jusqu'à 200 km de profondeur (on est dans une troisième couche.

Ci-dessous, le schéma interprétatif de ces mesures:

On en déduit que les plaques terrestres ont une épaisseur d'environ 150 km en milieu continental (100 km en milieu océanique).

Ces plaques sont très rigides (formées de péridotites très rigides dans lesquelles les ondes se déplacent rapidement).

Ces plaques reposent sur l'asthénosphère, couche de péridotites moins rigides car plus chaudes (il fait environ 1300°C à cette profondeur).

BILAN: la partie externe de la Terre est formée de plaques lithosphériques (car constituées de la lithosphère: une première couche de roches, basalte en milieu océanique et granite en milieu continental; puis une seconde, plus profonde, consituée de péridotite) rigides reposant sur l’asthénosphère qui l’est moins.

Nous venons de voir que la surface de la Terre est en fait un gigantesque puzzle constitué de plaques lithosphériques. Et nous savons que les frontières de plaques sont très actives géologiquement (séismes et volcans).

Problème: comment expliquer la présence de séismes et de volcans presque exclusivement aux frontières des plaques ?

III - Une activité géologique aux limites des plaques lithosphériques met en évidence la dérive des plaques

Wegener, dès le début du XXème siècle, a développé la théorie de la dérive des continents grâce à l'étude:

- de certains fossiles, identiques sur certains continents qui sont pourtant très éloignés de nos jours

- par la présence de chaines de montagnes qui, autrefois, étaient continues,

- par l'emboitement quasiment parfait de certains continents.

La carte ci-dessous montre un des exemples étudié par Wegener (la théorie de la dérive des continents de Wegener sera reprise plus tard dans ce cours).

Animation sur la "valse des continents": lien.

Mais Wegener n'avait aucune preuve tangible pouvant prouver sa théorie et il fut la risée de ses confrère et mourut quelques années plus tard, rejeté par tous.

De nos jours, la technologie a beaucoup évoluée et nous avons pu vérifier la théorie de A. Wegener grâce aux satellites GPS.

Le système GPS (Global Positioning System) permet de mesurer le déplacement d'un objet à la surface de la Terre. Ce système utilise au moins 24 satellites orbitant à 20 000km autour de notre planète.

Ces satellites envoient en permanence des signaux sur la Terre (voir schéma ci-dessous): par exemple, les distances d1 et d2 entre le satellite et les stations A et B sont facilement calculées par les récepteurs (grâce à la formule vitesse = distance/temps donc distance d1=vitesse/temps). La vitesse des signaux envoyés par le satellite est celle de la lumière (environ 300 000 km/s) et le temps est calculé par une horloge atomique. On connait donc d1 et d2.

Il ne reste plus qu'à calculer la distance entre les stations A et B. La distance s'obtient en utilisant le théorème de Pythagore dans un triangle rectangle. Sur le schéma, l'application du théorème pour le triangle rectangle satellite-StationA-Station B est la suivante: distance d2²=distance d1²+Distance AB². Puis on sort la distance AB²:

distance AB²=distance d2²-distanced1². En prenant la racine carrée de ces valeurs, nous obtenons la distance AB.

Chaque année depuis une vingtaine d'année, on calcule la distance entre différentes stations présentes sur différents continents.

Par exemple, la distance entre la station A et la station B sur le schéma ci-dessus diminue d'environ 2cm/an.C'est la preuve que Wegener n'avait pas: les plaques se déplacent de quelques centimètres par an !

Sur ce schéma, la plaque Afrique et la plaque Eurasiatique se rapprochent. On parle de convergence.

Les 2 cartes précédentes détaillent les mesures GPS effectuées au niveau de différentes stations sur les continents.

Par exemple, la station française de Grasse (ci-dessus) montre que celle-ci se déplace dans la direction Nord-Nord-Est, de quelques centimètre par an.

D'autres zones du globe s'écartent: on parle de mouvements de divergence. Par exemple, au niveau de l'océan Atlantique, les plaques Eursiatique et Amérique du Nord s'écartent de 2,4 cm/an (= divergence), voir schéma ci-dessous.

Depuis plusieurs années, l'ensemble des données collectées ont permi de créer une carte du déplacement des plaques terrestres au niveau de l'océan Atlantique. La carte ci-dessous, reprend les principales données.

On y observe que les deux plaques, séparées par la dorsale, semblent s'écarter: il s'agit d'une divergence.

On observe aussi des mouvements de convergence comme ci-dessous, entre les plaques

Les mesures GPS montrent que les plaques Pacifique et Eurasiatique se rapprochent l’une de l’autre au niveau du Japon, alors que les plaques eurasiatiques et nord-américaine s’écartent l’une de l’autre au niveau de la dorsale médio-Atlantique.

On observe aussi des zones d’écartement:

- au niveau de l’océan Atlantique, et à l’est du Pacifique.

Des zones de rapprochement :

- côte ouest de l’Amérique du Sud, l’Himalaya, à l’ouest du Pacifique (Japon), Indonésie.

Des zones de coulissage (= zones transformantes) au niveau de:

- Côte ouest de l’Amérique du nord (Californie). Ces zones sont un peu différentes des zones divergentes et convergentes. Comme la vitesse de déplacement des plaques n'est pas la même en fonction de la latitude (elles parcourent moins de chemin aux pôles qu'à l'équateur), les failles transformantes permettent d'absorber ces différences de déplacement. Cela crée des failles perpendiculaires (par exemple celles présentes à la perpendiculaire de l'axe des dorsales ou la faille de San Andréas qui déplace peu à peu la Californie vers nord.

Nous venons de voir que les frontières des plaques sont très actives géologiquement car c'est à ce niveau que les plaques, qui se déplacent de quelques centimètres par an, se ouchent. Cela engendre des séismes et des volcans. Mais d'autres phénomènes géologiques y ont peut-être lieux.

Problème: quelles sont les structures présentes aux limites des plaques qui expliquent la présence de séismes et de volcans?

IV - Les limites des plaques lithosphériques sont des zones géologiques actives

Sur la carte de la réparition des séismes et des volcan, nous avons déja observé qu'ils étaient tous répartis de façon assez précise (et non aléatoire), à savoir:

- au bord de certains continents

- au milieu des océans

- au milieu des continents

Nous allons étudier ces 3 zones de la Terre et essayer de comprendre leur lien avec les séismes et les volcans.

Comme toutes les plaques ne se déplacent pas à la même vitesse, cela peut engendrer des séismes là où elles se touchent.

1- Etude de la présence de séismes et de volcans au milieu des océans

Problème: que se passe t-il au niveau des zones de divergence océaniques (les dorsales) ?

Sur une carte topographique du fond de l'océan Atlantique, nous observons que celui-ci n'est pas plat. Au contraire, le relief est très marqué et on observe une longue chaine que l'on nomme la dorsale océanique (car elle serait, de manière imagée, la colone vertébrale de la Terre).

De nombreuses campagnes d'exploration des fonds océaniques ont permi de mieux comprendre les dorsales.

De nombreux bathyscaphes et robots ont été envoyés sur place et ont pu ramener des informations. Observez les photos suivantes:

La présence de fumeurs noirs oblige à admettre l'existence d'une source de chaleur provenant de l'intérieur de la croûte océanique. L'eau qui circule dans la croûte est réchauffée (à plus de 350°C), accumule des oxydes métalliques qui la rendent noire et ressort au niveau des fumeurs noirs.

Il doit donc exister une activité volcanique au niveau des dorsales.

En plus d'une eau très chaude, on retrouve souvent une grande variété d'animaux vivant près des fumeurs noirs. Des vers, des crevettes, des crabes qui se nourrissent de bactéries et de particules alimentaires. La plus grande source de nourriture étant les bactéries qui se nourrissent elles-mêmes des oxydes et sulfures sortant des fumeurs noirs.

Une autre preuve de la présence d'une activité volcanique, cette fois plus directe, est la présence de laves en coussin (les "pillow-lava", en anglais) qui s'épanche au niveau des dorsales (voir photo ci-dessous, et la vidéo d'une éruption sous-marine au niveau d'une dorsale).

BILAN: la présence de laves en coussin (pilow-lava), de fumeurs noirs et d'éruptions sous-marines prouve qu'il existe une activité volcanique au niveau des dorsales océaniques.

Les dorsales océaniques constituent le premier exemple de frontière de plaque. On y trouve des séismes et des volcans sous-marins en grand nombre. Il s'agit d'une limite géologiquement active.

2- Etude des bordures de certains continents: exemple des iles des Caraïbes (Haiti, Guadeloupe..).

Dans le cours sur les séismes (lien), nous avons étudié le séisme meurtrier d'Haiti. Cette île est située dans la mer des Caraïbes, au niveau d'une frontière entre la plaque des Caraïbes et la plaque Amérique du Nord.

L'ile d'Haiti est située au niveau d'une frontière de plaque (sur le schéma ci-dessus, l'ile d'haitit est entourée de limites en convergence, en divergence et de failles transformantes). Lorsqu'on étudie le fond de l'océan au large de ces iles, on observe des reliefs négatifs très profonds appelés fosses océaniques (voir schéma ci-dessous).

Sur ce schéma, le bleu correspond au fond de l'océan (-4000m en moyenne) et la partie en violet correspond à la fosse océanique (profondeur aux alentours de -8000m).

Ci-dessous, un autre schéma montrant la fosse au large de la Cordillière des Andes (à l'ouest de l'Amérique du Sud). A la verticale des fosses océaniques, il existe souvent un arc volcanique (ici les volcans présents dans la Cordillère des Andes). Nous étudierons cela un peu plus tard.

BILAN: ces fosses constituent des reliefs négatifs gigantesques (jusqu'à -8000 mètres dans cette zone). Il s'agit là encore d'un autre exemple de frontière de plaque.

3- Etude des zones situées au milieux des continents et géologiquement actives

Etudions d'abord la localisation des séismes au niveau du sud de l'Europe et de l'Asie (voir carte ci-dessous).

On observe que les séismes sont répartis de façon assez homogène sur la carte. Comparez cette carte avec la suivante qui détaille les reliefs terrestres. Et essayez de superposer ces deux cartes dans votre tête. Que remarquez-vous ?

Lorsque l'on superpose la carte de la répartition des séismes avec la carte des reliefs terrestres, on observe qu'au niveau de toutes les chaines de montagne du monde, on observe la présence de séismes.

Les grandes chaines de montagnes terrestres constituent donc la dernière frontière de plaque.

BILAN: on localise de nombreux séismes au niveau des chaines de montagnes. On conclut qu'elles consituent un exemple de frontière de plaque.

BILAN: les zones où l'on observe la présence de volcans et où l'on mesure des séismes correspondent à des frontières de plaques. Il en existe 3 types:

- les dorsales océaniques

- les fosses océaniques

- les chaines de montagne.

Ces 3 frontières limitent les plaques. Ce sont des zones géologiquement actives.

Animation permettant de réviser le cours sur les plaques tectoniques: lien.

Il existe 3 frontières de plaques différentes:

- les dorsales océaniques

- les fosses océaniques

- les chaines de montagnes

Nous allons les étudier ! Commençons par les dorsales océaniques.

Les dorsales sont les frontières entre les plaques. Ces frontières sont particulières car on y observe un phénomène de divergence des plaques. Pour être plus précis, à ces endroits, les plaques s'éloignent de quelques centimètres par an (voir carte ci-dessous).

Que se passe t-il au niveau des zones en divergence ? Comment expliquer le fonctionnement des zones en divergence ?

V - Les zones de divergence océanique

Si il existe une  divergence à l'axe des dorsales, on peut supposer que celle-ci s'écartent et donc qu'une expansion du plancher océanique existe. Mais il faut en trouver la preuve.

En 1854, à partir de sondages des roches présentes sur le fond de l'océan, on a cartographié pour la première fois une portion de dorsale, celle de l'Atlantique Nord. 

Avec l’avancée des technologies, la dorsale atlantique est découverte en 1947, et en 1961, les premières cartes précises sont établies. Si la sismicité des dorsales est observée dès 1935, ce n’est que vingt ans plus tard que le phénomène a pu être appréhendé dans sa globalité à la suite d’autres observations.

Ces forages ont aussi permi de récolter des carottes de roches volcaniques présentes au niveau de la croûte océanique, près des dorsales, dont on a mesuré le champ magnétique.

En 1906, B. Brunhes comprend non seulement que les basaltes présents au fond de l'océan (anciennes laves provenant des dorsales) ont une mémoire magnétique, mais il émet aussi l’hypothèse que certaines roches d'origine volcanique montrent des inversions du champ magnétisme ; en d’autres termes, que le champ magnétique terrestre s’inverse parfois au cours des temps géologiques.

En 1929, le japonais M. Matuyama ajoute une notion temporelle à ces inversions. Il date diverses coulées de laves et conclut à l’existence d’inversions multiples à travers les temps géologiques (plusieurs dizaines).

Les conclusions de Brunhes et Matuyama tombent dans l’oubli jusqu’à ce que les américains s’intéressent aux inversions de champ magnétique dans le cadre de l'armée et de la guerre froide entre les USA et la Russie soviétique. 

En 1960, J. Reynolds du département de physique de Berkeley (Californie) et J. Verhoogen du département de géologie de la même université unissent leurs efforts pour étudier des basalte.

Ils démontrent rapidement le bien-fondé de l’hypothèse de Brunhes et des conclusions de Matuyama.

Lors des premières phases de l’exploration des fonds océaniques (dans les années 40 et 50), les relevés de l’intensité du champ magnétique à l’aide d’un magnétomètre tiré par un bateau (voir schéma ci-dessus) avaient montré l’existence, sur ces fonds, d’une alternance de bandes parallèles de magnétisme faible et de magnétisme élevé. On parlait de bandes d’anomalies magnétiques.

Au début des années 1960, Vine, Matthews et Morlay ont apporté l’explication voulue et montré que l’existence de ces bandes d’anomalie magnétique venait étayer l’hypothèse de l’étalement des fonds océaniques de Hess. La lithosphère océanique doit se  formér au niveau de la dorsale et doit enregistrer la polarité du champ magnétique terrestre au moment où la lave qui sort de la dorsale refroidit et se transforme en basalte.

La preuve est l'existence de bandes magnétiques parallèles de part et d'autre de la dorsale.

Ce profil de mesures du champ magnétique terrestre réalisé à travers une dorsale océanique présente une allure parfaitement symétrique (bandes bleues et jaunes) de part et d'autre de l'axe de la dorsale. Le signal enregistré est créé par la lave qui sort de l'axe de la dorsale et durcit en emprisonnant de la magnétite (un minerai) qui enregistre les caractéristiques du champ magnétique terrestre au moment de la formation de la roche. Ces variations liées à l'inversion des pôles magnétiques terrestres a permis de démontrer l'hypothèse de l'expansion des fonds océaniques.

De plus, la mesure de l'âge des roches constituant le plancher océanique conforte l'hypothèse d'expansion océanique (voir schéma ci-dessous).

On observe qu'au niveau de l'axe de la dorsale, l'âge des roches volcaniques (Basaltes) y est de "0 Ma" (zéro millions d'années) de part et d'autre de l'axe.

Puis, l'âge des basalte augmente parallèlement à l'axe de la dorsale: en jaune: entre 10 et 20 Ma; e, vert pointillés: de 20 à 30 Ma. Ainsi de suite. On observe que l'âge maximal des roches du plancher océanique ne dépasse jamais 180Ma.

Bilan: l'âge des roches du plancher océanique augmente parallèlement de part et d'autre de l'axe de la dorsale. Cette "peau de zèbre" visible aussi au niveau des anomalies magnétiques permet de mettre en évidence un phénomène d'ouverture océanique (modèle du "tapis roulant" océanique).

Nous savons que la dorsale libère de la lave et que cette lave durcit en fossilisant le champ magnétique terrestre lors de la création de la roche (les roches les plus anciennes du fond de l'océan ont 180 millions d'année, jamais plus, alors que la Terre à 4,75 milliards d'années).

Nous devons nous intéresser au fonctionnement de la dorsale et à la création des roches du plancher océanique.

Le schéma ci-dessus explique le fonctionnement d'une dorsale.

- A cause d'une remontée de chaleur provenant de l'intérieur de la Terre, il se produit une fusion partielle des roches sous l'axe de la dorsale. Du magma se forme, remplit une chambre magmatique puis remonte vers la surface.

- Le magma remonte par différentes cheminées magmatique et la lave (= magma dégazé) sort au niveau de l'axe de la dorsale. Au contact de l'eau, cette lave durcit en quelques minutes/heures et fossilise le champ magnétique terrestre grâce à l'aimantation des oxydes de magntétite qu'elle contient.

-La lave qui s'accumule en surface comme un bouchon "force" le magma situé dessous à "pousser" sur les côtés. Ainsi, au niveau de l'axe de la dorsale, un phénomène d'écartement (= divergence) se produit.

- la lave qui durcit (ainsi que le magma en profondeur qu idurcit) forme la lithosphère océanique qui s'étend de part et d'autre de la dorsale. On appelle cela l'expansion océanique (= accrétion océanique).

C'est ainsi que la lithosphère océanique est créée au cours du temps. Cette lithosphère est ensuite peu à peu poussée depuis la dorsale ce qui entraine le mouvement de divergence des plaques qui ont leur frontière à ce niveau. Voir l'animation suivante pour bien comprendre: lien.

Schémas de la formation des étapes de la formation d'un océan: lien.

Animation de l'ouverture d'un océan: lien. Et aune autre animation: lien.

BILAN: au niveau des dorsales se crée la lithosphère océanique. La structure de cette lithosphère océanique est liée au fonctionnement de la chambre magmatique. La lithosphère océanique se transforme en vieillissant. La circulation hydrothermale (au niveau des fumeurs noirs, entre autre) entraîne l'hydratation de cette lithosphère océanique. Elle se refroidit et s'épaissit sur les côtés.

Niveau lycée: les zones d'accrétion (décrites ci-dessus) sont les zones où se forme la lithosphère océanique. Les plaques semblent ici s'écarter au niveau des dorsales. Le matériel de l'asthénosphère remonte, à la surface où, brutalement refroidi par le contact avec l'eau de mer, il se transforme en matériel lithosphérique. Les zones d'accrétion sont des zones par lesquelles s'échappe le flux de chaleur interne comme en témoigne l'hydrothermalisme (présence de fumeurs noirs) au niveau du rift. Une dorsale est ainsi assimilable à une très longue et régulière chaîne de volcans. Les dorsales sont souvent océaniques. Néanmoins, il en existe une continentale : l'Afrique orientale s'ouvre le long du grand rift et un océan est actuellement en train de se former là où se situent les Grands Lacs est-africains. Et l'Islande correspond aussi à une partie de la dorsale océanique qui émerge en surface.

 Pour aller plus loin: lien.

Nous venons de comprendre le fonctionnement des dorsales océaniques. Etudions maintenant les fosses océaniques. Sur la carte ci-dessous, nous pouvons situer la fosse océanique présente le long des côtes ouest de l'Amérique du Sud (trait bleu). C'est cette zone que nous allons étudier.

VI - Les zones de subduction

Il s'agit d'une frontière active (très nombreux séismes en surface et à très grande profondeur et volcanisme important) généralement marquée par la présence de reliefs négatifs majeurs : les fosses océaniques. A ce niveau, 2 plaques lithosphériques convergent: la plaque Nazca qui se déplacent vers l'est et la plaque Amérique du Sud qui se déplace vers l'ouest.

Problème: que se passe t-il au niveau des fosses océaniques ? Comment expliquer la présence de séismes profonds à ce niveau ?

La carte ci-dessous détaille la localisation des séismes en Amérique du Sud.

On observe que la plupart des séismes sont localisés sur la côte ouest du continent (ceux en orange sont très présents au niveau de la dorsale océanique, dans l'océan Pacifique).

Les foyers de ces séismes ne sont pas tous localisés à la même profondeur:

- en orange, ceux situés entre 0 et 33 km de profondeur;

- en jaune, ceux situés entre 33 et 70 km de profondeur,

- en vert, ceux situés entre 70 et 150 km,

- en bleu: entre 150 et 300 km

- en violet: entre 300 et 500 km

- et en rouge, ceux situés au-delà de 500 km.

Ainsi, des séismes sont présent depuis la surface, jusqu'à une très grande profondeur.

Un problème se pose ici: nous savons que les séismes ne peuvent avoir lieu que dans un matériau solide (une roche solide) qui casse. Or, la présence de séismes à la profondeur de 200, 300 ou même 500 km est anormale. Car à cette profondeur, la température est bien plus élevée qu'en surface et les roches sont moins rigides. Elles ne peuvent donc pas casser facilement et créer des séismes.

Nous devons donc chercher les causes de ces séimses profonds.

Sur le schéma ci-dessous, les séismes ont été placés suivant leur profondeur. On observe le tout en 3 dimensions.

Nous observons que les séismes semblent se regrouper dans une zone étroite sous le continent Amérique du Sud. Cette zone étroite semble plonger sous le continent (de l'ouest vers l'est).

La zone en noir correspond à l'asthénosphère. Dans cette zone, il n'est quasiment pas possible d'observer des séismes car à ce niveau, les péridotites (cette roche compose l'asthénosphère) sont trop chaudes (plus de 1300°C à partir de 150km de profondeur) pour casser et créer un séisme.

On observe mieux cette bande de séismes qui semblent plonger sous le continent. On peut essayer d'interpréter ce schéma:

Si on entoure la bande de séismes, on obtient la chose suivante:

La seule façon d'expliquer la présence de séismes très profond à ce niveau est de supposer le plongement de la plaque Nazca sous la plaque Amérique du Sud.

En plongeant, cette plaque va subir de fortes contraintes qui entraineront la création  de nombreux séismes le long de cette plaque. Cette plaque n'étant pas chaude, elle est constituée de roches (basaltes...) rigides qui peuvent donc facilement casser après avoir accumulé de fortes contraintes. Il s'en suit la création d'une bande de séismes le long de cette plaque qui contraste avec la quasi-absence de séismes dans l'asthénosphère.

Il faut bien comprendre ici, que la lithosphère océanique Nazca, plonge sous la plaque lithosphérique continentale Amérique du Sud, dans l'asthénosphère (constituée de roches moins rigides car chauffées à plus de 1350°C). On nomme ce phénomène la subduction. La fosse océanique est donc une zone de subduction = zone de convergence !

BILAN:

Niveau lycée: les zones de subduction sont des zones où la lithosphère océanique (essentiellement) disparaît, compensant ainsi sa création par accrétion océanique. Il s'agit de points de rencontre entre une plaque océanique et une plaque continentale.

La plaque océanique basaltique, plus lourde car plus dense (densité 3,1) s'enfonce sous la plaque continentale granitique (densité 2, 7) : il y a subsidence et le matériel créé par accrétion retourne dans l'asthénosphère par subduction.

Ainsi, les plaques continentales peuvent-elles être très vieilles puisqu'elles ne disparaissent pas au contraire des plaques océaniques. Les zones de subduction donnent naissance à de très hautes chaînes de montagnes (les Andes par exemple, subduction de la plaque de Nazca sous la plaque Sud-Américaine). Elles sont le siège de très violents séismes  car le passage d'une plaque sous l'autre se fait au prix de dépenses énergétiques extraordinaires. Des volcans se trouvent souvent à proximité car la base de la plaque continentale, échauffée par le frottement de la plaque océanique, fond et produit un magma pâteux qui remonte vers la surface à travers un front de volcans explosifs. 

Il nous reste à étudier la dernière frontière de plaque: les chaines de montagnes. Les chaines de montagnes sont nombreuses à la surface de la Terre et la plupart sont situées à la limite de plusieurs plaques lithospéhriques.

Problème: comment se forment les chaines de montagnes ?

VII - La formation des chaines de montagnes

Sur la carte ci-dessous, nous observons les principales chaines de montagnes de notre planète. Ces montagnes constituent des reliefs très importants (supérieurs à 8800m dans l'Himalaya).

Si on compare cette carte avec la carte des limites de plaques lithosphériques, on observe que les chaines de montagnes sont toujours situées aux limites entre deux plaques.

Il existe donc un lien entre la création des montagnes et les frontières de plaques lithosphériques.

Lors d'une randonnée en montagne, on remarque que le paysage est très typique (voir photo ci-dessous):

Ci-dessus un affleurement de roches sédimentaires (alternances de couches) visibles en altitude.

Ces 3 photos, détaillent les principales caractéristiques structurales visibles dans les chaines de montagnes:

- les plis (plissement des roches sous l'effet de contraintes très intenses)

- les failles (cassures de la roches sous l'effet de ces mêmes contraintes)

Mais d'autres indices expliquant la formation des chaines de montagnes sont visibles: comme les basaltes en coussin (normalement présents au niveau des dorsales océaniques, et ici accessibles à pieds en montagne:

Si on résume:

- l'existence de plis et de failles en montagne peut s’expliquer par l’existence d’une zone de convergence (rapprochement) entre deux masses continentales. Observons le modèle analogique ci-dessous:

Lorsque deux masses continentales (les "blocs mobiles en bois" de la photo) se rapprochent; elles forments des plis et des failles dans le substrat (ici le sable de couleur). On peut imaginer que dans la réalité, les roches de la croûte continentale réagissent de la même manière lorsqu'elles se rapprochent.

- l'existence de fossiles d'animaux marins montrent qu'il y a très longtemps, la mer recouvrait ces roches. Pour l'expliquer: soit le niveau marin était bien plus haut qu'aujourd'hui, soit le niveau du sol était plus bas que la mer.

- l'existence de basaltes en coussin montre que l'on se trouve au niveau d'une ancienne dorsale océanique (ils ne sont créés que dans cette zone), aujourd'hui présente à une altitude importante (souvent près de 2000m au dessus du niveau de la mer).

- l'existence de reliefs très importants: les montagnes !

Il va donc falloir espliquer la présence de basaltes en coussin et de fossiles marins en haut d'une montagne !

Expliquons tout d'abord la présence des basaltes en coussin:

ces basaltes en coussin se retrouvent dans certaines chaines de montagne (Alpes, Himalaya) mais les retrouver en pleine montagne est plutôt rare. Car dans la majorité des cas, on les retrouve au fond des océans, au niveau des dorsales océaniques (même forme de coussin et même couleur).

Ci-dessous, vous pouvez observer un basalte en boule visible dans les Alpes (massif du Chenaillet).

Sur la photo suivante, on observe plusieurs basaltes visible au fond de l'océan Atlantique, près de la dorsale.

Ainsi, dans les chaines de montagnes affleurent des roches dont l'origine est océanique: des basaltes en coussins formés au niveau de la dorsale mais retrouvés en pleine montagne. Il s'agit donc d'expliquer leur présence très surprenante à ce niveau.

Expliquons la présence des fossiles d'animaux marins comme les ammonites:

Ces fossiles sont très divers. Nous avons montré une photo d'une ammonite (voir ci-dessus), mais de nombreux autres fossiles y sont présents.

La seule façon de l'expliquer est de faire l'hypothèse qu'il y a très longtemps, à la place de la montagne, il y avait un océan dans lequel vivaient ces animaux. A leur mort, leur cadavre est tombé au fond et il aurait été recouvert de sédiments et se serait transformé en fossile (voir lien pour la formation des fossiles).

Une fois fossilisé, l'animal se serait retrouvé pris dans la formation d'une chaine de montagne.

Le problème c'est comment expliquer la formation d'une montagne?...

Expliquons la formation de hauts reliefs: les chaines de montagnes:

on peut résumer la formation d'une chaine de montagne est 5 grandes étapes:

- tout d'abord,une masse continentale (étape 1 du schémaà commence à se fracturer en un rift continental: un volcanisme y est présent. Ce rift amène, peu à peu, l'écartement de deux plaques continentales.

- puis un océan sépare deux masses continentales (2 plaques continentales séparées par une plaque océanique) dans l'étape 2. A cause de l'accrétion océanique au niveau de la dorsale océanique, de la plaque océanique est créée et cela amène un mouvement de divergence.

- étape 3: un large domaine océanique (en bleu sur le schéma) a été créé. Mais, comme le mouvement des plaques peut varier, et comme certaines plaques océaniques très âgées (donc très lourdes) peuvent commencer à s'enfoncer dans l'asthénosphère sous-jacente, une subduction a lieu. La plaque océanique commence à s'enfoncer sous la plaque continentale. Les deux masses continentales aui auparavant s'écartaient commencent à se rapprocher. Il s'agit d'une convergence.

- étape 4: la subduction dure depuis plusieurs millions d'années, et les masses continentales sont très proches. Un volcanisme peut exister au niveau de la plaque sous laquelle plonge la plaque océanique.

-  étape 5: les deux masses continentales, entrainées par la subduction océanique, rentrent en collision. Cela entraine la remontée d'une partie de la croûte océanique (notée ophiolite, en bleu sur le schéma). C'est dans ces roches que les fossiles et les basaltes en coussin seront présents et accessibles dans le futur.

Etant donné les forces colossales mises en jeu, les roches sédimentaires présentes sur la croûte océanique et sur les deux masses continentales vont subir des déformations: des plis et des failles vont être créées. Et comme les roches sédimentaires se décollent facilement de leur substrat, elles auront tendance à s'empiller et former un important relief positif: une montagne !

Pour plus de détails, voir l'excellente explication en cliquant sur le lien suivant: lien.

Ci-dessous un schéma-bilan des mouvements des plaques et de leurs conséquences.