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Bien avant la formulation moderne de la théorie de la tectonique des plaques, il y eut unethéorie précurseur, la théorie de la dérive des continents.
La dérive des continents est une théorie proposée au débutdu XXème siècle par le physicien-météorologue AlfredWegener, pour tenter d'expliquer, entre autres, la similitudedans le tracé des côtes de part et d'autre de l'Atlantique, uneobservation qui en avait intrigué d'autres avant lui.
Théorie de la tectonique des plaques
La théorie de la dérive des continents
Les précurseurs et l’historique de la théorie de la dérive des continents
En effet, dès le XVIIème siècle, les cartes géographiques de l'Atlantique étaient suffisammentprécises pour que les esprits curieux remarquent un certain parallélisme dans le tracé des côtesde part et d'autre de l'Atlantique et tentent d'en trouver une explication.
Cartes de l’Amérique et de l’Afrique par Guilielmo Blaeuw (XVIIème siècle)
Ainsi, François Placet (1668), dans un mémoire intitulé :
« La corruption du grand et du petit monde, où il est montré qu'avant le Déluge, l'Amériquen'était point séparée des autres parties du monde »,
propose qu'avant le Déluge il n'y avait qu'un seul bloc continental et que c'est pareffondrement au centre de ce bloc que l'Atlantique a été créé et qu'il en est résulté deuxblocs séparés.
Il n'en fallait pas plus pour faire revivre la légende de l'Atlantide, ce continent qui, selon lephilosophe et poète grec Platon, se serait abîmé dans l'Océan Atlantique au large deGibraltar.Gibraltar.
Deux siècles plus tard, Antonio Snider-Pelligrini parle (en 1858) de séparation et de dérivedans son livre intitulé « La création et ses mystères dévoilés ».
Selon lui, les continents se sont formés avant le Déluge (l'archétype de la catastrophe !), enun seul bloc, du même côté de la terre, à partir d'un bloc de roche en fusion. Le Déluge amis fin à l'état d'instabilité de ce bloc en le refroidissant. Une gigantesque rupture s'estalors produite, entraînant la séparation des Amériques et du Vieux-Monde.
Le second fils de Charles Darwin, George Darwin parle lui aussi en 1879 de mobilité descontinents. Selon lui, à une époque très reculée, la Lune aurait été arrachée à la Terre, ylaissant la gigantesque cicatrice du Pacifique. Ce grand vide aurait alors entraîné unefragmentation de la croûte granitique refroidie et un glissement latéral des massescontinentales.
Bien qu'on attribue la paternité du concept de la dérive des continents à Alfred Wegener,Frank Taylor fut le premier, en 1910, soit 5 ans avant Wegener, à formuler l'hypothèse quel'Atlantique a été formé par la séparation de deux masses continentales qui ont dérivélentement l'une par rapport à l'autre.
Taylor fondait son hypothèse sur la similitude du tracé des côtes de part et d'autre del'Atlantique, mais aussi sur le fait qu'on retrouve des chaînes de montagnes sur les margesl'Atlantique, mais aussi sur le fait qu'on retrouve des chaînes de montagnes sur les margescontinentales opposées aux marges atlantiques, comme par exemples les Rocheuses enAmérique du Nord et les Andes en Amérique du Sud. Ces chaînes se seraient formées par uneffet de « bulldozage » causé par la dérive des continents. Mais la démonstration de Taylor estapparue trop compliquée et n'a pas réussi à convaincre ses contemporains.
Cinq années plus tard, en 1915, Alfred Wegener énonça, sans connaître semble-t-il les travauxde Taylor, l'hypothèse de la dérive des continents.
Faits étayant la théorie de la dérive des continents
Wegener avançait des « preuves » pour appuyer sa théorie. Il serait plus juste de dire qu'ilapportait des faits d'observation qui pouvaient être expliqués par une dérive des continents.
Arguments morphologiques
�Parallélisme des côtesCertains continents s'emboîtent aisément l'un dans l'autre, comme l'Amérique du Sud etl'Afrique. On observe en effet un certain parallélisme des lignes côtières entre d'une part lesAmériques et d'autre part l'Europe - Afrique.
Cela suggère que ces deux ensembles constituaient deux morceaux d'un même bloc.
Ceci amena Wegener à concevoir que dans un passé lointain (remontant à l’ère Primaire)toutes les masses continentales étaient réunies en un mégacontinent unique, la Pangée, qu’ilopposait à une mer unique, la Panthalassa.
La Pangée aurait été ultérieurement fragmentée par des mouvements de distension au coursdu Secondaire et du Tertiaire.
�Correspondance des structures géologiques.Cela n'est pas tout que les pièces d'un puzzle s'emboîtent bien, encore faut-il obtenir uneimage géologique cohérente.
Dans le cas du puzzle des continents, non seulement y a-t-il une concordance entre les côtes,mais il y a aussi une concordance entre les structures géologiques à l'intérieur des continents, unargument lourd en faveur de l'existence du mégacontinent Pangée.
La correspondance des structures géologiques entre l'Afrique et l'Amérique du Sud appuiel'argument de Wegener. La carte ci-dessous montre la répartition des blocs continentaux(boucliers) plus vieux que 2 Ga (milliards d'années)selon la géographique actuelle.
Autour de ces boucliers, les chaînes de montagnes plus récentes ont des âges allant de 450 à650 Ma. Les traits indiquent le « grain » tectonique de ces chaînes.
À remarquer, dans les régions de São Luis et de Salvador au Brésil, la présence de petitsmorceaux de boucliers. Le rapprochement des deux continents (carte ci-dessous) montre qu'enfait les deux petits morceaux des zones de São Luis et de Salvador se rattachent respectivementaux boucliers ouest-africain et angolais, et qu'il y a aussi une certaine continuité dans le graintectonique des chaînes plus récentes qui viennent se mouler sur les boucliers. L'image du puzzleest cohérente.
La correspondance des structures géologiques entre l'Amérique du Nord et l'Europe confirmeaussi l'idée de Wegener.
Les trois chaînes de montagnes, Appalaches (Est de l'Amérique du Nord), Mauritanides (nord-est de l'Afrique) et Calédonides (Iles Britanniques, Scandinavie), aujourd'hui séparées parl'Océan Atlantique, ne forment qu'une seule chaîne continue si on rapproche les continents à lamanière de Wegener.
Les géologues savaient depuis longtemps qu'effectivement ces trois chaînes ont des structuresgéologiques identiques et qu'elles se sont formées en même temps entre 470 et 350 Ma.
Arguments stratigraphiques
Certaines parties de continents aujourd'hui disjointes témoignent de séries de strates trèssemblables : ainsi en va-t-il pour l'Amérique du Sud, l'Afrique, Madagascar, l'Inde et l'Australie,dont les séries permo-triasiques sont étonnamment semblables ; d'où naquit l'idée d'uncontinent du Gondwana (regroupant tous ces continents actuels) morcelé par la suite.
Dans le même ordre d'idées, le rassemblement des dépôts glaciaires du Carbonifère, d'un côté,et des dépôts houillers de la même époque, de l'autre, constitue un argument de plus en faveurde la Pangée de la fin des temps primaires
Le monde au Permo-Carbonifère, d'après A. Wegener (1915).
�Les traces d'anciennes glaciations.
On observe, sur certaines portions des continents actuels, des marques de glaciation datant d'ily a 250 millions d'années, indiquant que ces portions de continents ont été recouvertes par unecalotte glaciaire. Il est plus qu'improbable qu'il ait pu y avoir glaciation sur des continents setrouvant dans la zone tropicale (sud de l'Afrique, Inde).
De plus, il est anormal que l'écoulement des glaces, dont le sens est indiqué par les flèches, sefasse vers l'intérieur d'un continent (des points bas vers les points hauts), ce qui est le cas del'Amérique du Sud, de l'Afrique, de l'Inde et l'Australie.
Cette répartition actuelle des zones glaciées n'est donc pas cohérente.
Le rassemblement des masses continentales à la Wegener donne un sens à la répartition dedépôts glaciaires datant d'il y a 250 Ma, ainsi qu'aux directions d'écoulement de la glace,relevées sur plusieurs portions de continents.
La répartition sur la Pangée montre que le pôle Sud était recouvert d'une calotte glaciaire etque l'écoulement de la glace se faisait en périphérie de la calotte, comme il se doit.
Arguments paléontologiques : la répartition de certains fossiles.Les arguments paléontologiques résident dans l'observation d'analogies de faunes dans descontinents aujourd'hui séparés. Ainsi, on retrouve de part et d'autre de l'Atlantique, sur lescontinents actuels, les fossiles de plantes et d'animaux terrestres datant de 240 à 260 Ma ; parexemple, dans le Gondwana, se rencontrent, au Permo-Trias, la même flore Glossopteris etGangamopteris et les mêmes faunes de reptiles.
On peut évidemment imaginer des « ponts intercontinentaux », aujourd'hui submergés. De telsponts existent encore de nos jours ; ainsi, l'isthme de Suez a, au Pliocène, relié l'Afrique etl'Eurasie et a permis, depuis cette époque, des passages de faunes très nombreux (par exemple,les dromadaires, d'origine asiatique, ont envahi l'Afrique) ; ainsi, l'isthme de Panamá, achevé auPliocène, a permis également des passages de faunes très nombreux entre l'Amérique du Nordet l'Amérique du Sud (de nos jours encore, le tatou, originaire d'Amérique du Sud, envahitl'Amérique du Nord).
Mais encore faut-il prouver l'existence de tels ponts intercontinentaux aux époques où ils
Comment des organismes terrestres n'ayant pas la capacité de traverser un si large océan ont-ils pu coloniser des aires continentales si éloignées les unes des autres ?
Mais encore faut-il prouver l'existence de tels ponts intercontinentaux aux époques où ilsauraient été nécessaires ; et faut-il, en plus, satisfaire à ce que l'on sait désormais de la naturedes fonds océaniques ; bien des ponts supposés sont ainsi condamnés, les faunes n'ayant paseffectué leur migration sur la croûte océanique…
La réponse de Wegener est simple : autrefois, tous ces continents n'en formaient qu'un seul, laPangée, présentant ainsi des aires de répartition cohérentes.
L'hypothèse de la fragmentation d'une masse continentale autrefois unique et du déplacement relatif des différentes parties était donc plus convaincante.
Tentatives d’explications dans la théorie de Wegener
Le géophysicien Wegener était bien au fait que la croûte continentale était plus épaisse sous leschaînes de montagnes que sous les plaines, et que cette situation répondait au principe del'isostasie qui veut qu'il y ait un équilibre entre les divers compartiments de l'écorce terrestre dûaux différences de densité. Il en conçut l'idée que les continents « flottaient » sur un médiummal défini et qu'ainsi ils pouvaient dériver les uns par rapport aux autres.
Le problème majeur, c'est qu'il ne proposait aucun mécanisme convaincant pour expliquer ladérive.
Wegener pensait que les continents sialiques (de sial, silicium et aluminium, constituantsmajeurs de la surface des continents) dérivaient comme des radeaux sur le sima sous-jacent (demajeurs de la surface des continents) dérivaient comme des radeaux sur le sima sous-jacent (desilicium et magnésium, constituants majeurs du fond des océans), sous l'effet de la rotationterrestre.
La forme de la Terre étant une sphère, les continents devaient donc dériver à la fois versl'ouest (effet de retard à la rotation) et vers l'équateur (effet axifuge).
Ainsi s'expliquait simplement la double orientation des ceintures orogéniques, latitudinale(ceinture mésogéenne ou téthysienne) ou longitudinale (ceinture péripacifique).
Au front des continents se développaient des chaînes de montagnes par « effet de proue »(cordillères américaines) et, à l'arrière, avaient lieu des « lâchers » d'arcs insulaires, par« effet de poupe » (arcs insulaires asiatiques), ce qui rendait compte de façon simple de ladissymétrie du Pacifique ; le rapprochement et la collision des continents issus de l'Angara ouLaurasie et du Gondwana (Eurasie et ensemble africano-arabo-indien) donnaient naissanceaux chaînes alpines d'Eurasie.
Bilan de l’œuvre de Wegener
D'une façon générale, la tentative de Wegener pour changer les bases des sciences de la Terre aéchoué parce qu'on ne possédait pas alors de données suffisantes sur les fonds océaniques etl'intérieur du globe terrestre, parce que Wegener avait choisi un schéma inexact et parce que lesindications qu'il donnait sur les déplacements continentaux étaient imprécises.
En 1956, des découvertes de plusieurs ordres vinrent modifier cette situation. Elles portaientessentiellement sur le paléomagnétisme, l'expansion et l'âge récent des fonds océaniques et lasismologie.
Wegener avait exécuté sa reconstitution de la Pangée en utilisant les lignes des rivages actuelsautour de l'Atlantique. Mais la concordance s'avérait par endroits plutôt boiteuse.
Wegener n'avait pas compris qu'il fallait faire la reconstitution avec les marges des massescontinentales, puisque ces marges correspondent aux lignes de fragmentation dumégacontinent Pangée.
Aujourd'hui, on sait que le relief des océans est en grande partie contrôlé par la nature de lacroûte terrestre : croûte continentale épaisse et croûte océanique plus mince.
La Pangée, vision moderne
Nouveaux éléments pris en compte
Au début des années 60, Edward Bullard, J. Everett et A. Smith, tous de Cambridge, ontdémontré qu'on obtenait un emboîtement beaucoup plus cohérent si on faisait lerapprochement des masses continentales actuelles en utilisant le contact entre croûtecontinentale et croûte océanique plutôt qu'avec les lignes de rivages.
La reconstitution ci-contre a été réalisée enutilisant l'isobathe (courbe d'égale profondeur)de 500 brasses (915 mètres; au quart du taluscontinental plutôt qu'à sa base pour tenircompte de l'étirement de la croûtecontinentale lors de l'ouverture del'Atlantique).l'Atlantique).
La figure présente la reconstitution de laPangée par Bullard et ses collègues.
�Les zones en bleu clair représentent lasurface des continents se situant entre la lignede rivage (profondeur 0) et la profondeur de500 brasses ;�en noir, les régions où il y a recouvrementdes masses continentales ;�en blanc, les prismes sédimentairesimportants.
Cette figure, qui a été établie bien après Wegener, reprendun de ses arguments initiaux : l'emboîtement del'Amérique du Sud et de l'Afrique au niveau du golfe deGuinée. On observera que l'ajustement n'est pas parfait,
Rassemblement des continents de part etd'autre de l'Atlantique à la fin de l'ère primaire(d'après E. C. Bullard, J. E. Everett & A. G.Smith, 1965).
Aujourd'hui, grâce à notre connaissance de la tectonique des plaques, on utilise unereconstitution plus juste de cette Pangée, celle de Bullard et coll.
Guinée. On observera que l'ajustement n'est pas parfait,qu'il reste des lacunes (en vert) et des zones derecouvrement anormales (en bleu foncé) ; quelques-unesde ces irrégularités s'expliquent aisément, comme celle dudelta du Niger, qui est une superposition évidemmentrécente ; les superpositions dans le domaineméditerranéen doivent être interprétées en fonction de lagenèse des chaînes alpines. Le quadrillage sur lescontinents représente les coordonnées actuelles enlongitude et en latitude.
L’âge des fonds océaniques
L'âge des sédiments remontés dans une carotte de sondage peut être déterminé par l'analysedes microfossiles qu'ils contiennent : en effet ceux-ci permettent de définir la périodegéologique laquelle ils ont sédimenté.
La croûte océanique, une croûte jeune
L’âge de la croûte océanique est celui des basaltes qui la constituent. La croûte océanique laplus ancienne, jamais échantillonnée par dragage ou forage, n’excède pas 200 millionsd’années, alors que l’âge des roches continentales les plus anciennes atteint 3,8 milliardsd’années.
L’épaisseur des dépôts sédimentaires recouvrant les basaltes est toujours faible, dépassantrarement un kilomètre, ce qui est en relation avec ces âges relativement récents. Cettejeunesse des fonds océaniques suggère qu’ils se renouvellent au cours des temps géologiques.
La distribution des âges
La croûte océanique la plus récente se situe au niveau de l’axe des dorsales. L’âge des basaltesaugmente de manière symétrique lorsqu’on s’écarte de part et d’autre de la dorsale.
Des zones correspondant à une même période géologique dessinent donc des bandesparallèles à la dorsale et symétriques de part et d’autre de celle-ci. Les parties les plus âgéesd’un océan sont celles qui sont les plus éloignées des dorsales. Elles se situent par exemple aularge du Japon pour l’océan pacifique.
L’axe des dorsales correspond donc à une zone de formation de la croûte océanique. Une foisformée, celle-ci est progressivement écartée de part et d’autre de l’axe dont elle s’éloigne dansun mouvement évoquant un double tapis roulant.
Carte des âges des fonds océaniques de l'océan Atlantique
Les deux faits fondamentaux sont le parallélisme desanomalies par rapport au rift médio-océanique et lasymétrie de celles-ci deux à deux de part et d'autre durift.
Cette symétrie de l'océan par rapport à son riftconduit naturellement à l'idée d'une naissance dumatériel océanique à son niveau.
Les anomalies magnétiques et le paléomagnétisme
Les anomalies magnétiques parallèles de la ride deReykjanes de l'Atlantique Nord. En a et b, dispositiongénérale d'après F. J. Vine (1966) ; en bleu foncé, lesanomalies positives.
La ride de Reykjanes correspond à la ride médio-atlantique au sud de l'Islande. Le rift volcanique quitraverse cette grande île peut être considéré comme latrace du rift médio-océanique.
Hypothèse de l’étalement des fonds océaniques
Au début des années 1960, Vine, Matthews et Morlay ont apporté l'explication voulue etmontré que l'existence de ces bandes d'anomalie magnétique venait supporter l'hypothèse del'étalement des fonds océaniques de Hess.
L'hypothèse de l'expansion océanique a été émise par Harry H. Hess (1960-1962) à partir, d'unepart, de la forme des rides médio-océaniques avec leur rift médian d'aspect extensif, d'autrepart, de l'existence de plans sismiques, découverts avant la Seconde Guerre mondiale par legéophysicien japonais Kiyoo Wadati, puis redécouverts plus tard par le sismologue américainHugo Benioff, dont ils portent le nom.
Les rides médio-océaniques, encore appelées dorsales, constituent des reliefs sous-marinsLes rides médio-océaniques, encore appelées dorsales, constituent des reliefs sous-marinssillonnant le fond des océans. La crête de certaines dorsales peut s'être effondrée en un fosséappelé fossé linéaire ou rift médian. A ces endroits, on peut assister à d'importantes anomaliesthermiques liées à une remontée de l'asthénosphère, due à la présence de courants deconvection du manteau de la Terre.
Les mouvements asthénosphériques créent une fissure entre deux plaques lithosphériquesvoisines. Cet écartement est heureusement compensé par des coulées de basalte provenantdes volcans qui se solidifie en forme de coussins.
Une dorsale est donc le siège de la naissance de la croûte océanique.
Théorie de la tectonique des plaques
Définition et concepts généraux
Définition
La tectonique est cette partie de la géologie qui étudie la nature et les causes des déformationsdes ensembles rocheux, plus spécifiquement dans ce cas-ci, les déformations, à grande échelle,de la lithosphère terrestre.
La théorie des plaques ou tectonique des plaques (X. Le Pichon, 1968 ; W. J. Morgan, 1968) estune théorie scientifique planétaire unificatrice qui propose que les déformations de laune théorie scientifique planétaire unificatrice qui propose que les déformations de lalithosphère sont reliées aux forces internes de la Terre et que ces déformations se traduisent parle découpage de la lithosphère en un certain nombre de plaques rigides qui bougent les unes parrapport aux autres en glissant sur l'asthénosphère.
Cette théorie fait la synthèse de l'ensemble des observations. Tenant compte de la répartitionmondiale des séismes, tout se passe comme si la surface du globe pouvait être répartie en uncertain nombre de plaques de lithosphère, peu épaisses par rapport à leur surface et supposéesrigides - du moins, en première approximation, pour des contraintes inférieures à100 mégapascals -, à la périphérie desquelles se localisent et se limitent les déformations de lapartie externe du globe.
Plaques principales
Le dessin des ceintures sismiques permet ainsi de reconnaître six grandes plaques principales,mais la théorie actuelle permet d’en discerner jusque 14.
Plaque n'est pas synonyme de continent : certaines plaques sont purement océaniques, commela plaque pacifique ; d'autres comportent ensemble océans et continents, comme les plaquessud-américaine, nord-américaine, africaine, eurasiatique. S'agissant des continents, leur positiondans la plaque à laquelle ils appartiennent est identique, pour utiliser une métaphore, à celled'un bateau pris dans les glaces de la banquise et dérivant avec elle.
Répartition des plaques à la surface du globe (d'après X. Le Pichon, J. Francheteau & J. Bonnin,1973). Cette figure représente la répartition généralement admise des plaques à la surface de laTerre. Par rapport aux six plaques originelles, on notera :- les divisions nouvelles apparues dans le Pacifique (notamment la distinction des plaques deCocos et de Nazca) et dans le domaine indien (notamment la distinction d'une sous-plaque arabeet d'une sous-plaque des Somalies par l'ouverture de la mer Rouge et le début d'ouverture desrifts est-africain)- la complexité du domaine mésogéen avec un certain nombre de microplaques dont beaucoupsont récentes, liées à la néotectonique alpine.
Zones d’accrétion et zones de subduction
À ce stade de réflexion, la naissance d'océans, comme l'Atlantique, serait éventuellementcompatible avec la notion d'une expansion généralisée du globe, a contrario des conceptionscontractionnistes développées jusqu'alors (S. W. Carey, 1958).
Mais, si l'on n'admet pas cette expansion généralisée, il faut alors concevoir, à côté de zones oùnaît la croûte océanique (rifts médio-océaniques, qui seront dit zones d'accrétion), des zonesoù celle-ci disparaît vers le bas, dans le manteau (zones qui seront dites de subduction), selonle mécanisme dont Harry H. Hess avait émis l'hypothèse.
A priori, l'idée la plus simple est qu'aux zones d'accrétion médio-océaniques on puisse fairecorrespondre des zones de subduction au niveau des arcs insulaires, notamment autour ducorrespondre des zones de subduction au niveau des arcs insulaires, notamment autour duPacifique.
Les plans de Benioff (surfaces plus ou moins complexes formées par la distribution deshypocentres des séismes associés à une subduction) plongent vers l'extérieur du Pacifique sousles continents bordiers ou les arcs insulaires.
Tout se passe comme si, par suite d'une double convection à l'échelle du Pacifique, le manteausupérieur, ascendant au niveau du rift médian, descendant au niveau des plans de Benioff,donne naissance à la croûte océanique dans le premier cas, et la « digère » dans le second.
La zone de Wadati-Benioff sous les Petites Îles de la Sonde
[1] Latitude en degrés[2] Profondeur des hypocentres en km
Ce schéma montre la localisation des tremblements de terre sur une section Sud-Nord de larégion des Petites Îles de la Sonde (carré rouge sur le globe). Ces localisations sont extraites dela base de données de l'USGS et correspondent aux séismes de magnitude supérieur à 4.5durant la période 1973-2004 (les séismes superficiels ayant une profondeur non contrainten'ont pas été représentés)
Frontières entre plaques
Les mouvements des plaques définissent trois catégories principales de frontières entre lesplaques :
�zones d'accrétion,�zones de subduction,�failles transformantes.
Par exemple, la plaque pacifique est limitée par la ride du Pacifique oriental à l'est (zoned'accrétion), les fosses péripacifiques à l'ouest (zones de subduction), la faille de San Andreaset les failles apparentées dans un court secteur (failles transformantes).et les failles apparentées dans un court secteur (failles transformantes).
La plaque africaine est presque continûment entourée par une zone d'accrétion, sauf sur sonbord nord où se trouve une zone de subduction particulière (zone de collision) qui correspondà la ceinture alpine méditerranéenne.
1) les frontières divergentes ou zones d’accrétion, là où les plaques s'éloignent les unes desautres et où il y a production de nouvelle croûte océanique ; ici, entre les plaques A et B, etD et E;
2) les frontières convergentes ou zones de subduction, là où les plaques entrent en collision,conséquence de la divergence ; ici, entre les plaques B et C, et D et C;
3) les frontières transformantes, lorsque les plaques glissent latéralement les unes contre lesautres le long de failles ; ce type de limites permet d'accommoder des différences devitesses dans le déplacement de plaques les unes par rapport aux autres, comme ici entre Aet E, et entre B et D, ou même des inversions du sens du déplacement, comme ici entre lesplaques B et E.
Schéma synthétique de la théorie des plaques (d'après B. Isacks, J. Oliver & L. R. Sykes, 1968).
On reconnaîtra les différentes positions relatives des trois éléments fondamentaux de lathéorie des plaques, zones d'accrétion, zones de subduction, failles transformantes.
Les flèches représentent les mouvements de matière dans la lithosphère et l'asthénosphère.
Les frontières divergentes : les dorsales, zones d’expansion ou d’accrétion océanique
Les dorsales océaniques sont des chaînes de montagnes sous-marines. Elles sont présentesdans tous les bassins océaniques et forment une chaîne de reliefs continue au fond desocéans. C'est même la plus longue chaîne existante sur la Terre : environ 60 000 km.
La base des dorsales (largeur moyenne de 1 500 km) se situe en général vers 5 000 - 6 000 m deprofondeur, alors que leur crête culmine entre -2 000 et -3 000 m. Leur sommet est souvententaillé d’une vallée axiale, le rift, dont la profondeur peut aller jusqu'à 1 800 m.
Au milieu de tous les océans, ces massifs dominent les plaines abyssales de quelque 2 000mètres et constituent donc des barrières à peu près ininterrompues pour la circulationocéanique profonde.
Les dorsales présentent fréquemment des discontinuités (tous les 10 à 100 km), appelées faillestransformantes. L'étude de ces vallées transversales est particulièrement intéressante car onaccède ainsi à une coupe de l'écorce terrestre.
Vitesse d’expansion au niveau des dorsales
Le calcul du taux d'expansion - en vérité demi taux car le phénomène est valable des deux côtésde la ride - est rendu possible par simple division de la distance au rift d'une bande d'anomaliespar l'âge de celle-ci : les valeurs obtenues s'échelonnent jusqu'à une valeur maximale de 17 à18 centimètres par an au niveau de la ride du Pacifique oriental, dans la région nord-équatoriale.La valeur la plus fréquente, notamment dans l'Atlantique, est autour de 2 centimètres par an.
Les dorsales lentes telle la dorsale médio-atlantique présentent un rift profond de 2 km et largede 20 à 30 km.
Par contre, les dorsales rapides sont dépourvues de rift et ne présentent qu'un relief modéré.C'est le cas de la dorsale Est-Pacifique. Dans ces dorsales, les chambres magmatiques setrouvent à quelques kilomètres de profondeur seulement.
Origine et mode de fonctionnement des dorsalesNous savons qu'il existe un flux de chaleur qui va du centre vers l'extérieur de la Terre, un fluxcausé par la désintégration radioactive de certains éléments chimiques dans le manteau et quiengendre des cellules de convection dans le manteau plastique (asthénosphère).
A cause de cette convection, il y a concentration de chaleur en une zone où le matériel chauffése dilate, ce qui explique le soulèvement correspondant à la dorsale océanique. La concentrationde chaleur conduit à une fusion partielle du manteau qui produit du magma.
La convection produit, dans la partie rigide de l'enveloppe de la terre (lithosphère), des forces detension qui font que deux plaques divergent ; la convection est le moteur du tapis roulant,entraînant la lithosphère océanique de part et d'autre de la dorsale. Entre ces deux plaquesdivergentes, la venue de magma crée de la nouvelle croûte océanique.divergentes, la venue de magma crée de la nouvelle croûte océanique.
Le schéma suivant est un gros plan de la zone de divergence.
Formation d’un océan au niveau de la dorsale
L'étalement des fonds océaniques crée dans la zone de dorsale, des tensions qui setraduisent par des failles d'effondrement et des fractures ouvertes, ce qui forme au milieude la dorsale, un fossé d'effondrement qu'on appelle un rift océanique.
Le magma produit par la fusion partielle du manteau s'introduit dans les failles et lesfractures du rift. Une partie de ce magma cristallise dans la lithosphère, alors qu'une autreest expulsée sur le fond océanique sous forme de lave et forme des volcans sous-marins.
C'est ce magma cristallisé qui forme de la nouvelle croûte océanique à mesure del'étalement des fonds.l'étalement des fonds.
C'est donc ainsi qu'il se crée perpétuellement de la nouvelle lithosphère océanique auxniveau des frontières divergentes, c'est-à-dire aux dorsales médio-océaniques.
Ce sont ces processus qui expliquent comment s'est formé un océan comme l'Atlantique.
L'accumulation de chaleur sous une plaquecontinentale cause une dilatation de la matièrequi conduit à un bombement de la lithosphère.
Il s'ensuit des forces de tension qui fracturentla lithosphère et amorcent le mouvement dedivergence conduit par l'action combinée de laconvection mantellique et la gravité.
Les schémas qui suivent illustrent les quatre étapes de la formation d'un océan.
Le magma viendra s'infiltrer dans les fissures, ce qui causera parendroits du volcanisme continental ; les laves formeront des volcansendroits du volcanisme continental ; les laves formeront des volcansou s'écouleront le long des fissures.
Un exemple de ce premier stade précurseur de la formation d'unocéan est la vallée du Rio Grande aux USA.
La poursuite des tensions produit un étirement de lalithosphère ; il y aura alors effondrement en escalier, cequi produit une vallée appelée un rift continental.
Il y aura des volcans et des épanchements de laves lelong des fractures.
Le Grand Rift africain en Afrique orientaleen est un bon exemple. Il s'étend du suden est un bon exemple. Il s'étend du sudde la Mer Rouge (au nord) au Zambèze (ausud) sur plus de 9 500 km de longueur, 40à 60 km de largeur et quelques centainesà quelques milliers de mètres deprofondeur.
Avec la poursuite de l'étirement, le rifts'enfonce sous le niveau de la mer et les eauxmarines envahissent la vallée.
Deux morceaux de lithosphère continentale seséparent et s'éloignent progressivement l'unde l'autre.
Le volcanisme sous-marin forme un premier plancher océanique basaltique (croûte océanique)de part et d'autre d'une dorsale embryonnaire ; c'est le stade de mer linéaire, comme parexemple la Mer Rouge.
L'élargissement de la mer linéaire parl'étalement des fonds océaniquesconduit à la formation d'un océan detype Atlantique, avec sa dorsale bienindividualisée, ses plaines abyssales etses plateaux continentauxcorrespondant à la marge de la croûtecontinentale.
Les dorsales océaniques constituent des zones importantes de dissipation de la chaleur interne de la Terre.
Les frontières convergentes ou zones de subduction
Aujourd'hui, physiciens et astrophysiciens sont assez d'accord pour dire que la Terre n'est pas enexpansion comme le proposait Samuel Carey. Si la surface de la terre est un espace fini, le faitque les plaques grandissent aux frontières divergentes implique qu'il faudra détruire de lalithosphère ailleurs pour maintenir constante la surface terrestre.
Cette destruction se fait auxfrontières convergentes qui, commele nom l'indique, marquent lecontact entre deux plaqueslithosphériques qui convergent l'unevers l'autre.vers l'autre.
La destruction de plaque se fait parl'enfoncement dans l'asthénosphèred'une plaque sous l'autre plaque, etpar la digestion de la portion deplaque enfoncée dansl'asthénosphère.
Les résultats (séismes, volcans, chaînes de montagnes, déformations) diffèrent selon la naturedes plaques (océaniques ou continentales) qui entrent en collision.
Un premier type de collision résulte de la convergence entre deux plaques océaniques. Dans cegenre de collision, une des deux plaques (la plus dense, généralement la plus vieille) s'enfoncesous l'autre pour former une zone de subduction (littéralement : conduire en-dessous).
On enfonce du matériel moins dense (d~3,2) dans du matériel plus dense (d~3,3), du matérielmoins chaud dans du matériel plus chaud. L'asthénosphère « digère » peu à peu la plaquelithosphérique.
Il se produit un phénomène de fusion partielle de la plaque engloutie. Le magma résultant(liquide), moins dense que le milieu ambiant, monte vers la surface. Une grande partie de cemagma reste emprisonnée dans la lithosphère, mais une partie est expulsée à la surface,produisant des volcans sous la forme d'une série d'îles volcaniques (arc insulaire volcanique)sur le plancher océanique.sur le plancher océanique.
La surface de contact entre les deux plaques est appelé plan de subduction, siège de nombreuxséismes importants. Le plan de subduction correspond à une fosse océanique profonde.
Sur la bordure de la plaque chevauchante s'accumulent des « écailles tectoniques » constituéesde sédiments refoulés. L'empilement constitue ainsi un prisme d'accrétion océanique.
De bons exemples de cette situation se retrouvent dans le Pacifique-Ouest, avec les grandesfosses des Mariannes, de Tonga, des Kouriles et des Aléoutiennes, chacune possédant leur arcinsulaire volcanique, ainsi que la fosse de Puerto Rico ayant donné naissance à l'arc des Antillesbordant la mer des Caraïbes Atlantique. Les îles de l’archipel japonais constituent un autreexemple.
Présence d'une Fosse profonde, avec prisme d'accrétion des sédiments réduit. La fosse est surplombée par un Arc Volcanique Insulaire.
Exemple : arc insulaire des Antilles
Le volcan de la montagne Pelée fait partie d'un arc volcanique qui s'étend sur près de 850 km,depuis Puerto-Rico jusqu'au contintent Sud-Américain, dans la zone de subduction entre lesplaques Caraïbe et Atlantique.
La plaque Atlantique glisse sous la plaque Caraïbe à un rythme de 1 à 2 cm / an, et plongedans la manteau supérieur. La fusion partielle de la plaque et des sédiments entraînés, est àl'origine de la formation du magma alimentant les volcans antillais.
Schéma de la zone de Schéma de la zone de subduction de l'arc des Petites
Antilles
Le phénomène de la subduction est à l'origine du volcanisme de l'arc des Petites Antilles, et parle frottement des 2 plaques en mouvements, à l'origine des séismes tectoniques régionaux.
Au contact des deux plaques, l'accumulation de sédiments a entraîné la formation d'un « prismed'accrétion », émergeant au niveau de la Barbade (île calcaire).D'autres volcans régionaux sont également célèbres pour leur activité volcanique ou leur styleéruptif, il s'agit principalement de la Soufrière de Saint-Vincent, de la Soufrière de Guadeloupe,la Soufriere Hills de Montserrat, et du volcan sous-marin Kick'Em Jenny.
Carte des Petites Antilles : zone de subduction et arc volcanique
Un second type de collision est le résultat de laconvergence entre une plaque océanique etune plaque continentale.
Dans ce type de collision, la plaque océaniqueplus dense s'enfonce sous la plaquecontinentale.
Les basaltes de la plaque océanique et lessédiments du plancher océanique s'enfoncentdans du matériel de plus en plus dense.
Lorsqu’elle est descendue à une profondeur excédant les 100 km, la plaque est partiellementfondue.
Comme dans le cas précédent, la plus grande partie du magma restera emprisonnée dans lalithosphère (ici continentale) ; le magma qui aura réussi à se frayer un chemin jusqu'à la surfaceformera une chaîne de volcans sur le continent (arc volcanique continental).
De bons exemples de cette situation se retrouvent à la marge du Pacifique-Est, comme lesvolcans de la Chaîne des Cascades (Cascade Range) aux USA (incluant le Mont St. Helens)résultat de la subduction dans la fosse de Juan de Fuca et ceux de la Cordillères des Andes enAmérique du Sud reliés à la fosse du Pérou-Chili.
Dans une phase avancée de la collision, le matériel sédimentaire qui se trouve sur les fondsocéaniques et qui est transporté par le tapis roulant vient se concentrer au niveau de la zone desubduction pour former un prisme d'accrétion.
Présence d'une fosse plus ou moins profonde et de reliefs au niveau de la Marge continentale active. La profondeur de la fosse et l'existence de la Chaîne de Cordillère dépendent de l'âge de la
croûte de la plaque océanique.
Il existe en réalité deux types morphologiques de subduction sous-continentale, suivant l'âge de la croûte de la plaque océanique :
�si cette croûte est jeune et peu dense on a subduction forcée avec flexure, fosse peu profondecar comblée par un important prisme d'accrétion, Chaîne de Cordillère et pendage faible du plan de Benioff avec séismes importants ;
�si cette croûte est plus âgée, et donc plus épaisse et plus dense, on observe une subduction par gravité ou la plaque plonge sous son propre poids. La fosse est alors profonde, il se crée une « croûte andésitique » avec arc insulaire et bassin d'arrière-arc entre la subduction et la croûte continentale, le pendage du plan de Benioff est fort et les séismes sont plus rares et plus faibles.
Un troisième type de collision implique laconvergence de deux plaquescontinentales.
L'espace océanique se refermant au fur et à mesure du rapprochement de deux plaquescontinentales, le matériel sédimentaire du plancher océanique, plus abondant près descontinents, et celui du prisme d'accrétion se concentrent de plus en plus ; le prisme croît.
Lorsque les deux plaques continentales entrent en collision, le mécanisme se coince : le moteurdu déplacement (la convection dans le manteau supérieur et la gravité) n'est pas assez fort pourenfoncer une des deux plaques dans l'asthénosphère à cause de la trop faible densité de lalithosphère continentale par rapport à celle de l'asthénosphère.
Tout le matériel sédimentaire est alors comprimé et se soulève pour former une chaîne demontagnes où les roches sont plissées et faillées.
Des lambeaux de la croûte océanique peuvent même être coincés dans des failles. C'est lasoudure entre deux plaques continentales pour n'en former qu'une seule.
Toutes les grandes chaînes de montagnes plissées ont été formées par ce mécanisme.
Un bon exemple récent de cette situation, c'est la soudure de l'Inde au continent asiatique, il y aà peine quelques millions d'années, avec la formation de l'Himalaya.
Les frontières transformantes
Les frontières transformantes (on utilise plus souvent le terme de failles transformantes oufailles de décrochement) sont des limites de plaque lithosphérique où il n'y a ni subduction nicréation de lithosphère (limite conservative).
Elles correspondent à de grandes fractures qui affectent toute l'épaisseur de la lithosphère ;.
Les failles transformantes se trouvent en bordure de plaques tectoniques, le plus souvent,mais pas exclusivement, au niveau des dorsales océaniques.
La faille transformante agit selon un mouvement de coulissage.
Elle se forme en réponse à des vitesses de déplacement différentes de deux plaqueslithosphériques.
Ces fractures sont dues :
�soit à une différence de vitesse entre les différents points d’uneplaque lithosphèrique .
En effet à la surface d’une sphère les seuls déplacements pouvant seproduire sont des rotations. Le mouvement des plaques est donc unmouvement de rotation. Dans ce cas tous les points de la plaque ontla même vitesse angulaire mais la vitesse linéaire est supérieure si lepoint est plus éloigné car elle dépend du rayon.
�soit à une différence de vitesse d’étalement lors de la créationde la nouvelle plaque océanique le long d’une dorsale médio-océanique.
Une faille transformante traverse les dorsales en les décalant.
Ce décalage ne correspond pas aux mouvements relatifs de matière de part et d'autre de lafaille.
Le déplacement est lié uniquement à l'expansion issue de la dorsale. D'ailleurs, le mouvementrelatif entre les deux parties de la dorsale est inverse au décalage apparent des dorsales.
Ces failles permettent :
�d'accommoder des différences dans les vitesses de déplacement�ou même de concilier des mouvements opposés entre les plaques,�ou de faire le relais entre des limites divergentes et convergentes (ces failles transforment lemouvement entre divergence et convergence, de là leur nom de failles transformantes).
Les failles transformantes sont souvent le siège de séismes.
Elles sont plus nombreuses au niveau de la dorsale médio-atlantique par rapport à la dorsaleEst-Pacifique. En revanche, cette dernière est entrecoupée par des zones de recouvrement :deux fragments de dorsales contigus sont décalés et prolongés par des segments recourbésvers l'autre fragment de dorsale. Ce phénomène pourrait être la conséquence d'une remontéevers l'autre fragment de dorsale. Ce phénomène pourrait être la conséquence d'une remontéede matériau fondu.
On peut dès lors interpréter des zones complexes :
La fameuse faille de San Andreas enCalifornie est un bon exemple decette situation : elle assure le relaisdu mouvement entre la limitedivergente de la dorsale duPacifique-Est, la limite convergentedes plaques Juan de Fuca-Amériquedu Nord et la limite divergente de ladorsale de Juan de Fuca.
Elle affecte à la fois la lithosphère océanique et la lithosphère continentale. Elle constitue lalimite entre trois plaques : plaque de Juan de Fuca, plaque de l'Amérique du Nord et plaquedu Pacifique.
Elle présente aussi l'inconvénient de traverser la ville de San Francisco ! Au rythme actuel dudéplacement (~ 5,5 cm/an), la ville de Los Angeles sera au droit de San Francisco dans 10 Ma.
Phénomène d’obduction
L'obduction est le chevauchement de la croûte continentale par de la croûte océanique.
Elle peut être la conséquence d'une évolution spéciale : la transformation d'une dorsaleocéanique en zone de convergence (ou de subduction), la résorption du domaine océanique,l'affrontement du continent et de la zone de subduction ce qui provoque l'expulsion du fondocéanique sur le continent (c'est le cas de la Nouvelle-Calédonie).
Cette zone d'obduction est le seul lieu où l'on peut un fragment de croûte océanique.
L'étude de certaines roches composant cet endroit a permis de connaître comment les rochesmantelliques se sont déformées, comment la matière s'est déplacée dans la partie supérieuremantelliques se sont déformées, comment la matière s'est déplacée dans la partie supérieurede l'asthénosphère et comment se sont formés certaines zones magmatiques.
Obduction Océanique:Se produit lorsque dans une subduction intra-océanique toute la partie de la plaque à croûteocéanique a disparu dans la subduction. L'ancien arc insulaire, la croûte océanique et une partiedu manteau lithosphérique viennent chevaucher la croûte continentale de l'ex plaqueplongeante. Ce matériel océanique, souvent plus ou moins déformé lors de l'obduction, prendalors le nom d'Ophiolites. Les « plus belles ophiolites du monde » sont les ophiolites d'Oman.
Obduction ContinentaleCorrespond à l'affrontement de deux plaques à croûte continentale. Il en résulte unEpaississement Crustal et la formation de reliefs. L'altitude des reliefs eux-mêmes est le résultatde l'équilibre à un instant donné entre la vitesse de convergence et l'érosion de ces reliefs.
L‘obduction continentale est le principal mécanisme orogénique. C'est aussi le théâtre de ladisparition d'un océan...
Mouvements relatifs des plaques
D'après les travaux du mathématicien suisse Leonhard Euler (1707-1783) tout déplacementrelatif d'une calotte rigide par rapport à une autre restée fixe, à la surface d'une sphère, peutêtre décrit par une rotation autour d'un axe passant par le centre de la sphère (axe eulérien).
Les deux points d'intersection entre l'axe (axe eulérien) et la surface de la sphère sont les pôlesde rotation (pôles eulériens).
Lors de la rotation, le déplacement des points de la plaque rigide sefait le long des parallèles eulériens (petits cercles par rapport aupôle de rotation).
La vitesse linéaire de déplacement n'importe quel point sur uneplaque donnée dépend donc simplement de sa distance parrapport au pôle de rotation de la plaque, et de la vitesse angulairede rotation de la plaque autour du pôle.
Si l'on assimile le globe terrestre à une sphère, le mouvement relatif d'une plaque lithosphériquerigide par rapport à une autre plaque rigide considérée fixe et utilisée comme référentiel, peutêtre donc décrit par un pôle eulérien (latitude et longitude) et un angle de rotation.
Les segments de zones de fracture (ou failles transformantes) seront parallèles à des arcs depetits cercles concentriques.
Déterminer les mouvements relatifs d’une plaque lithosphérique, par rapport à une autre,revient donc à calculer la rotation qui décrit au mieux l’assemblage des deux plaques à chaqueinstant d’une période considérée.
La figure ci-dessous montre le déplacement d’une plaque par rapport à une autre, le long d’unaxe de rotation différent de l’axe de la terre. Les différentes parties d’une même plaque sedéplacent à des vitesses différentes : vitesse maximale au niveau de l’équateur, vitesse minimaleaux pôles de rotation.
Cette théorie peut se comprendre en considérant une plaque couvrant tout l’hémisphère nord.Le mouvement se produit le long d’un même axe de rotation. Le pôle de rotation reste fixe(point P), la vitesse de rotation est maximale au niveau de l’équateur de rotation (point T).
Les failles transformantes s’alignent selon des lignes de mêmes latitudes par rapport au pôle derotation. Les rides d’expansion (les rifts) sont linéaires et généralement perpendiculaires audéplacement des plaques. L’orientation des plaques permet de localiser le pôle de rotation.
La table ci-contre donne les positions des pôles derotation, ainsi que les vitesses de rotation autour deces pôles en degrés par million d'années, déterminéspour les 12 grandes plaques
Les pôles de rotation des plaques (carte en projection Mollweide)
Néanmoins, le mouvement des plaques ne reste pas invariable dans le temps : deschangements de direction (qui modifient le pôle de rotation) et de vitesse (qui affectent l'anglede rotation) se produisent.
Ceci oblige à différentier plusieurs types de rotations (une rotation instantanée permet dedécrire le mouvement entre deux stades successifs infiniment voisins, le vrai mouvement entredeux plaques serait donné par la succession de rotations instantanées.
Une rotation finie décrit le mouvement entre deux stades pour lesquels la rotation instantanée reste la même pendant tout l'intervalle, etc.)
A quel rythme se font ces mouvements de divergence et de convergence?Les taux de divergence et de convergence ne sont pas identiques partout.
La divergence varie de 1,8 à 4,1 cm/an dans l'Atlantique et de 7,7 à plus de 18 cm/an dans lePacifique.
La convergence se fait à raison de 3,7 à 5,5 cm/an dans le Pacifique.
À noter le taux de déplacement latéral relatif le long de la faille de San Andreas en Californie (~5,5 cm/an).
Carte tectonique mondiale avec les mouvements des 14 plaques majeures
Vitesses relatives (en cm/an) et directions du mouvement des plaques
Moteur du mouvement des plaques
Convection dans le manteau
La convection dans le manteau est considérée comme le processus fondamental responsabledu déplacement des plaques.
Il existe différentes théories selon la nature de la convection et le lieu où elle se produit.
�Plusieurs modèles considèrent que les plaques sont passives, transportées comme sur un tapisroulant. A une certaine profondeur sous la plaque lithosphérique, le manteau fondraitroulant. A une certaine profondeur sous la plaque lithosphérique, le manteau fondraitpartiellement et pourrait fluer sous l’action de forces exercées sur de longues périodes. Ledéplacement se produirait le long de cercles ou cellules de convection.
Ce processus implique des sources de chaleur (chaleur résiduelle terrestre, décroissanceradioactive). Le matériel froid, dense descend puis se réchauffe, devient plus léger et remontepar gravité mais aussi sous l’action de la poussée des injections de magma mantellique.
Dans ce modèle, la subduction serait un phénomène passif, conséquence de l’expansion auniveau des rides. Les distances entre les limites de plaques sont fixes, définies par la taille descellules de convection.
�D’autres modèles considèrent que les plaques sont actives dans le processus.
La subduction ne serait plus liée à la descente dans le manteau mais serait liée à la plus grandedensité de la plaque froide. La convection serait alors une conséquence du mouvement desplaques et non l’inverse.
Ce modèle a été confirmé par différentes expériences :
�lorsqu’un bain de métal fondu se refroidit, on constate la formation d’une pellicule ensurface ; plus dense et plus froide que le liquide cette pellicule s’enfonce dans le liquidese mélangeant ainsi avec le métal fondu ;
�lors du refroidissement des laves à Hawaï, on constate la formation d’une croûte,�lors du refroidissement des laves à Hawaï, on constate la formation d’une croûte,croûte qui tend à se déplacer et à s’enfoncer.
Une controverse persiste en ce qui concerne la taille des cellules de convection : elles seraientsoit localisées dans la partie supérieure du manteau, soit dans son ensemble (cf. figure suivante,modèle B).
Dans le modèle A, les cellules de convection sont limitées à l’asthénosphère. Cependant lapénétration dans la lithosphère a été suivie d’après les observations sismiques jusqu’à 700 km.
En dessous de 700 km, le manteau serait caractérisé par des cellules de convection différentes,plus lentes.
En guise de résumé ...
La Terre est un système où toutes les pièces, tous les éléments, forment une grande machinemue par la thermodynamique.
Animation : tectonique des plaques, Encyclopaedia Universalis
Le moteur est constitué par l'action combinée de la gravité terrestre et des grandes cellules deconvection dans le manteau résultant du flux de chaleur qui va du centre vers l'extérieur de laTerre, un flux de chaleur qui est relié à la décomposition des éléments radioactifs contenus dansles minéraux constitutifs du manteau.
Ces cellules concentrent de la chaleur dans leur partie ascendante, ce qui cause une fusionpartielle du manteau tout à fait supérieur et une expansion des matériaux.
C'est cette expansion qui produit une dorsale médio-océanique linéaire.
L'écoulement de l'asthénosphère sous la lithosphère rigide entraîne cette dernière; il en découledes tensions au niveau de la dorsale, causant la divergence et le magmatisme associé.des tensions au niveau de la dorsale, causant la divergence et le magmatisme associé.
Ainsi, il y a formation continuelle de nouvelle lithosphère océanique au niveau de la dorsale etélargissement progressif de l'océan.
En contrepartie, puisque le globe terrestre n'est pas en expansion, il faut détruire de lalithosphère, ce qui se fait par enfoncement de lithosphère océanique dans les zones desubduction qui correspondent aux fosses océaniques profondes pouvant atteindre les 11 km(fosse des Marianes).
Les dorsales sont disséquées par des failles dites transformantes pour accommoder desdifférences de vitesses de divergence.
Le pouvoir unificateur de la théorie de la tectonique des plaques
Avant la formulation de la théorie de la tectonique des plaques, plusieurs grands phénomènesgéologiques défiaient toutes explications logiques et rigoureuses.
Par exemple, on savait bien que la lave des volcans provenait du manteau, mais on ne savaitexpliquer pourquoi il y avait magmatisme et pourquoi les volcans se répartissaient de façon nonaléatoire à la surface du globe. Il en était ainsi en ce qui concerne l'origine et la distribution desséismes. Même interrogation aussi pour les chaînes de montagnes ; on saisissait bien enobservant la géométrie des couches géologiques qu'il fallait des forces de compression latéralespour plisser et failler ces couches et pour soulever une aussi grande quantité de matériel qui àl'origine s'était déposé dans un bassin marin, mais on n'arrivait pas à identifier ce qui causait cesforces.forces.
Avec la théorie de la tectonique des plaques tout devient clair. La tectonique des plaques estdevenue un modèle de la mécanique planétaire terrestre qui permet de comprendre d'unefaçon unifiée les grands phénomènes géologiques. Mais tout modèle demande à être testé, et cen'est qu'après avoir réussi le test qu'il peut être considéré comme valide. Le pouvoir unificateurd'un modèle qui se veut planétaire est le meilleur test qu'on puisse faire subir au modèle. Cetest, il se fonde bien évidemment sur la validité des observations et la rigueur desinterprétations, mais aussi obligatoirement sur le pouvoir unificateur des phénomènes observés.
Bien que l'on pourrait tester le modèle sur plusieurs phénomènes géologiques, petits et grands,nous nous limitons à quatre grands phénomènes dans cette section: les séismes, les volcans, ladéformation des roches, et la formation des chaînes de montagnes.
Les séismes
Définition et catégories de séismes
Un séisme ou tremblement de terre est une secousse plus ou moins violente du sol.
Les séismes peuvent être naturels ou artificiels. Il est commode de les classer selon leur modede génération ; en pratique on classe les séismes en quatre catégories selon les phénomènesqui les ont engendrés :
�Séismes tectoniques�Séismes volcaniques
Séismes d’effondrement�Séismes d’effondrement�Séismes induits
�Les séismes tectoniques sont de loin les plus fréquents et dévastateurs ; ils se produisent engénéral aux limites des plaques tectoniques, où il existe un glissement entre deux milieuxrocheux, c’est-à-dire lorsque deux plaques tectoniques essaient de glisser l'une sur l'autre, maisqu’elles n y arrivent pas.
La pression augmente pendant plusieurs dizaines voir centaines d’année et le jour où elle esttrop forte, les deux plaques glissent brusquement à une vitesse d’environ 4 km/seconde, c’est letremblement de terre.
�Les séismes d'origine volcanique se manifestent avant, pendant et après les éruptions.
Ils ont l’avantage de prévenir les éruptions. Par exemple en mai 1980, les semaines quiprécédaient l’éruption du mont St-helens (état de Washington), il y a eu de nombreux séismes.
Ces séismes trouvent leur origine dans le déplacement de magma. Le plus souvent, ils ont lieulorsque le magma s’accumule dans les chambres magmatiques des volcans.
La pression augmente, lorsqu’elle est trop élevée, des fissures se créent dans la roche déjàcomprimée. Ces fissures engendrent des microséismes qui ont comme effet de soulever lesommet du volcan et d’incliner ses flancs. Ces séismes sont indépendants du mouvement desplaques tectoniques et ils ne sont pas très violents.
�Les séismes d’effondrement sont très rares ; ils se produisent lors de l’effondrement du plafondou d’un « mur » d’une cavité souterraine. Leur puissance est très faible en comparaison àd’autres séismes tels que les tectoniques. Ce type de séismes peut se produire sur toute lasurface du globe.
�Les séismes d'origine artificielle (ou « séismes induits ») sont dus à certaines activitéshumaines telles que barrages, pompages profonds, extraction minière, explosionssouterraines ou essais nucléaires peuvent entraîner des séismes de faible à moyennemagnitude.
On peut distinguer deux différentes sorte de séismes provoqués par l’homme : il y a toutd’abord les séismes involontaires qui sont liés à des activités telle que l’extraction (oul’injection) de fluide dans le sous-sol (le gaz ou le pétrole), l’exploitation de mines ou decarrières, l’affaissement des mines, la mise en eau d’un barrage ou encore une explosionnucléaire. Ces activités peuvent en effet provoquer des séismes, même si la plus part d’entreeux ne dépassent pas une magnitude de 4 (séisme ressenti mais pas de dégâts). Saufquelques essais nucléaires dont les plus violents on atteint une magnitude de 6.quelques essais nucléaires dont les plus violents on atteint une magnitude de 6.
Ensuite, il y a les séismes qui sont provoqué volontairement par l’homme. En effet, l’étudedes ondes sismique est très importante pour connaître la structure du sous-sol. C’est grâce àelle qu’on a pu connaître la structure interne du globe.
Les séismes, en résumé :
Origine des séismes tectoniques
Lorsqu'un matériau rigide est soumis à des contraintes de cisaillement, il va d'abord sedéformer de manière élastique, puis, lorsqu'il aura atteint sa limite d'élasticité, il va serupturer, en dégageant de façon instantanée toute l'énergie qu'il a accumulé durant ladéformation élastique.
C'est ce qui se passe lorsque la lithosphère est soumise à des contraintes. Sous l'effet descontraintes causées le plus souvent par le mouvement des plaques tectoniques, la lithosphèreaccumule l'énergie. Lorsqu'en certains endroits, la limite d'élasticité est atteinte, il se produitune ou des ruptures qui se traduisent par des failles. L'énergie brusquement dégagée le longde ces failles cause des séismes (tremblements de terre).
Si les contraintes se poursuivent dans cette même région, l'énergie va à nouveau s'accumuleret la rupture conséquente se fera dans les plans de faille déjà existants. A cause des forces defriction entre les deux parois d'une faille, les déplacements le long de cette faille ne se fontpas de manière continue et uniforme, mais par coups successifs, dégageant à chaque fois unséisme. Dans une région donnée, des séismes se produiront à plusieurs reprises le long d'unemême faille, puisque cette dernière constitue un plan de faiblesse dans la lithosphère.
A noter que les séismes ne se produisent que dans du matériel rigide. Par conséquent, lesséismes se produiront toujours dans la lithosphère, jamais dans l'asthénosphère qui estplastique.
Types de séismes tectoniques
On peut sous-classer les séismes tectoniques en trois grands groupes selon les différents typesde frontières de plaques.
�Premièrement, les séismes qui ont lieu au niveau desdorsales médio-océanique (lieu d’expansion des fondsmarins) sont d’intensité modérée et leur foyer estsuperficiel (leur profondeur ne dépasse pas les 100km).Ces séismes dissipent environ cinq pour cent de l’énergiesismique de la Terre. Ils ne sont jamais dévastateurs etque rarement ressentis par la population. Leur « non-violence » s’explique très simplement. Comme ils ontlieu dans des lieux d’écartement de plaques, la quantitélieu dans des lieux d’écartement de plaques, la quantitéd’énergie accumulée avant la rupture ne peut être quefaible, contrairement aux zones de compressions.
�Deuxièmement, les séismes qui surviennent au long desgrandes failles transformantes ou zones de décrochement(là où deux plaques « glissent » l’une contre l’autre ensens inverse). Les séismes qu’il y a aux abords de cesfailles sont le plus souvent violents et dévastateurs. Laprofondeur de leur foyer est plus importante (leur foyer sesitue entre cent et trois cent kilomètres de profondeur), cesont des séismes intermédiaires. Sur ces failles environquinze pour cent de l’énergie sismique terrestre se dissipe.
�Troisièmement, les séismes des zones de subduction (là où une plaque glisse sous une autre)qui sont principalement situé sur la « ceinture de feu ». Cette dernière fait plus de 38 500kmde long (le tour du Pacifique). Les séismes de ses zones ont un foyer profond (entre trois cent etsix cent quarante cinq kilomètres) et ils représentent cinquante pour cent des séismesdestructeurs de la Terre, ce sont des séismes très violents. Ils dissipent septante cinq pour centde l’énergie sismique de la Terre. Le plus violent a été celui de 1964 en Alaska. Il avait unemagnitude de 9,2 sur l’échelle de Richter.
Les tremblements de terre et la tectonique des plaques.
Les séisme n'ont pas une répartition aléatoire à la surface de la planète, mais sont répartis selonun « patron » bien défini.
On retrouve les séismes surtout aux frontières des plaques lithosphériques.
Cette répartition ordonnée vient appuyer la théorie de la tectonique des plaques,particulièrement, en ce qui concerne l'existence de zones de subduction.
De plus, on distingue trois classes de séismes, en fonction de la profondeur où ils se produisent :
� les séismes superficiels qui se produisent en faible profondeur, soit dans les premières� les séismes superficiels qui se produisent en faible profondeur, soit dans les premièresdizaines de kilomètres, et qui se retrouvent autant aux frontières divergentes, c'est à dire le longdes dorsales médio-océaniques qu'aux frontières convergentes au voisinage des fossesocéaniques ;
� les séismes intermédiaires qui se produisent entre quelques dizaines et quelques centaines dekilomètres de profondeur et se concentrent uniquement au voisinage des limites convergentes ;
�les séismes profonds qui se produisent à des profondeurs pouvant atteindre les 700 km, soit enpratique la base de l'asthénosphère, et qui se trouvent exclusivement au voisinage de limitesconvergentes.
Séismes dans les zones de convergence
A la convergence de plaques, les trois classes de séismes se distribuent selon un patron défini.
Prenons comme exemple la zone de convergence Kouriles-Japon dans le nord-ouest duPacifique.
On y voit que les trois classes de séismes se répartissent selon des bandes parallèles aux fossesocéaniques : d'est en ouest, séismes superficiels, séismes intermédiaires et séismes profonds.
Pour comprendre cette répartition, faisons une coupe (A-B) à la hauteur des Kouriles.
Cette coupe montre que la plaque du Pacifique, à droite, vient s'enfoncer sous la plaqueeurasienne, à gauche, provoquant le volcanisme qui forme l'arc insulaire des Kouriles.
Là où les deux plaques lithosphériques rigides entrent en collision et se courbent, les fracturesdans la lithosphère produisent des séismes de faible profondeur.
L'enfoncement d'une plaque rigide dans l'asthénosphère plastique ne se fait pas sans ruptures etfractures dans cette plaque, ce qui déclenche des séismes intermédiaires et des séismesprofonds.
Puisque les séismes ne peuvent être initiés que dans du matériel rigide, cassant, on a ici unebelle preuve qu'il y a bel et bien enfoncement de plaque lithosphérique rigide dansl'asthénosphère, sinon il n'y aurait pas de séismes intermédiaires et profonds.
C'est la raison pour laquelle les séismes intermédiaires et profonds sont confinés aux frontièresconvergentes.
La répartition des foyers des trois classes de séismes dans cette plaque qui s'enfonce expliquela répartition des épicentres en surface.
Séismes dans les zones de divergence
A la divergence de plaques, c’est-à-dire au niveau des dorsales, la lithosphère océaniquedépasse rarement les 10-15 km, ce qui fait qu'il ne peut y avoir que des séismes superficiels.
Les mouvements qui se produisent sous la lithosphère (convection) se font dans uneasthénosphère plastique et par conséquent ne peuvent engendrer de ruptures.
Même si la grande majorité des séismes se situe aux frontières de plaques, il n'en demeure pasmoins qu'on connaît de l'activité sismique intraplaque, c'est à dire à l'intérieur même desplaques lithosphériques.
Par exemple, les séismes associés aux volcans de points chauds sur les plaques océaniques sontcommuns. Il y a aussi des séismes intraplaques continentales, plus difficile à expliquer.
Les volcans
Comme les séismes, les volcans ne se répartissent pas de façon aléatoire à la surface de laplanète. Plusieurs se situent aux frontières de plaques (volcanisme de dorsale et volcanisme dezone de subduction), mais d’autres sont aussi situés à l'intérieur des plaques (volcanismeintraplaque, comme par exemple le volcanisme de point chaud).
Le volcanisme de dorsale
Nous savons, pour l'avoir observé directement grâce à l'exploration sous-marine parsubmersibles, qu'il y a des volcans sous-marins tout le long des dorsales, particulièrementdans le rift central, là où il se forme de la nouvelle lithosphère océanique.
La composition de la lave de ces volcans indique qu'on est tout près de la zone où se fait lafusion partielle du manteau.
S'il n'y avait pas de tensions dans cette zone de dorsale, il n'y aurait pas de fractures quipermettent justement au magma produit par la fusion partielle de s'insinuer dans lalithosphère et de former des volcans.
Ce volcanisme nous est connu par l'exploration des fonds océaniques, mais aussi par un casparticulier, celui de l'Islande, carrément assise sur la dorsale de l'Atlantique-Nord et qui estformée uniquement de volcans.
Dans ce cas, le volcanisme de la dorsale a réussi à s'élever au-dessus du niveau marin pourformer une île volcanique qui constitue un laboratoire naturel pour l'étude du volcanisme defrontières divergentes. Certaines hypothèses récentes proposent, qu'en plus, il y aurait un pointchaud sous l'Islande, donc aussi du volcanisme de point chaud.
Le volcanisme de zone de subduction
Le volcanisme relié à l'enfoncement d'une plaque sous l'autre va former des chaînons devolcans. La fameuse Ceinture de feu autour du Pacifique est l'expression de ce volcanisme deconvergence, mais selon qu'il s'agisse d'une collision entre deux portions de lithosphèreocéanique, ou entre une portion de lithosphère océanique et une portion de lithosphèrecontinentale, la nature du volcanisme diffère.
Dans le cas où il y a convergence entre deuxportions de lithosphère océanique, il y auraformation d'un chaînon de volcans qui s'élèvent au-formation d'un chaînon de volcans qui s'élèvent au-dessus de la surface des océans pour constituer unarc insulaire.
Par exemple, toute la portion de la Ceinture de feuqui se situe dans le Pacifique-Ouest et le Pacifique-Nord est associée à ce type de collision. Les PetitesAntilles constituent aussi un exemple d’arcvolcanique insulaire.
Le magmatisme de zone de subduction : cas del'arc insulaire
L'enfoncement d'une plaque océanique sousl'autre entraîne, grâce au tapis roulant desfonds océaniques, des sédiments riches enminéraux de basses températures comme lequartz (SiO2), mais aussi les felspaths et lesargiles (micas).
En profondeur, il y a fusion partielle, et le matériel fondu est un mélange de trois choses : lapéridotite de la lithosphère inférieure, la croûte basaltique-gabbroïque de la lithosphèresupérieure, et les minéraux de basses températures des sédiments entraînés dans lasubduction.
Contrairement aux zones de dorsales où la fusion partielle de péridotite ne pouvait donnerqu'un magma mafique, ici la fusion partielle de ces trois entités qui contiennent toute lapalette des silicates pourra fournir des magmas de composition variée. Il peut se faire uneségrégation des magmas intermédiaires lorsque les températures atteintes serontintermédiaires, ce qui produit les volcans andésitiques des arcs insulaires, ou encore si lestempératures de fusion atteignent des niveaux plus élevés, il se produit des magmas mafiquesalimentant des coulées de laves basaltiques en surface.
Dans le cas de la convergence entre une portion de lithosphère océanique et une portion delithosphère continentale, les volcans se trouvent sur la marge du continent et forment un arccontinental. Un bon exemple de cette dernière situation est la Chaîne des Cascades (CascadesRange), dans l'ouest du continent nord américain.
Le magmatisme de zone de subduction : cas de l'arc continental
Le magmatisme s'apparente à celuides arcs insulaires, mais avec desvariantes. Ainsi, le volume desédiments sur le plancher océaniqueen bordure des continents est plusimposant, et il se construit un prismed'accrétion important. Une plusgrande quantité de silicates de bassestempératures est entraînée dans lasubduction.
La fusion partielle affecte ici aussi la péridotite de la lithosphère inférieure, la croûte basaltique-gabbroïque de la lithosphère supérieure et les minéraux de basses températures des sédiments.Dans les premières phases de la fusion partielle, on pourra produire des magmas intermédiaireset même par endroits des magmas felsiques. Dans les phases plus chaudes, on produira lesmagmas mafiques qui peuvent alimenter des plateaux de basalte sur certains continents. Dansces croûtes continentales épaisses, on accumulera aussi des grands stocks granitiques quipeuvent correspondre aux fusion de basses températures et qui à cause de leur faible fluidité nepourront parvenir jusqu'à la surface.
Le volcanisme de point chaud.
Le volcanisme de point chaud est un volcanisme intraplaque, qu'on retrouve principalement,mais pas exclusivement, sur la lithosphère océanique. Les chaînons volcaniques de pointschauds viennent appuyer la théorie de l'étalement des planchers océaniques. Pour des raisonsque l'on comprend encore mal, il se fait en certains points à la base du manteau supérieur, uneconcentration locale de chaleur qui amène une fusion partielle du matériel. C'est ce qu'onappelle un point chaud.
Points chauds et dorsales médio-océaniques
Le matériel fondu au niveau du point chaud est moins dense que le matériel ambiant ; de cefait il remonte vers la surface et vient percer la lithosphère pour former un volcan. Ces volcansde point chaud sont très abondants à l'intérieur des plaques lithosphériques, surtout sur lesportions océaniques des plaques. Les fonds océaniques du Pacifique en constituent un bonexemple où on a une multitude de ces volcans, dont la plupart sont sous-marins (guyots), maisdont un bon nombre percent la surface des océans pour former des archipels comme lesCarolines, les Marshall ou les îles Hawaii. Les points chauds sont stationnaires et peuventfonctionner pendant plusieurs millions d'années, jusqu'à 100 Ma même.
Les deux schémas qui suivent illustrent la formation d'un chaînon de volcans de points chaud.
Si une plaque lithosphérique se déplace au-dessus d'un point chaud qui fonctionnesporadiquement, il se construit un chaînon de volcans. Les volcans les plus vieux se situent àl'extrémité du chaînon qui est la plus éloignée du point chaud, alors que les plus jeunes sesituent à proximité du point chaud. On retrouve plusieurs de ces chaînons de volcans depoint chaud sur les plaques océaniques, comme par exemple, le chaînon qui va des îlesHawaii jusqu'aux fosses Aléoutiennes-Kouriles (Chaînon Hawaï-Empereur) dans le Pacifique-Nord.
Ce chapelet de volcans est un bon exemple de la marque laissée sur le plancher océanique parle déplacement d'une plaque au-dessus d'un point chaud. Il a été établi que les volcans d'Hawaii,à l'extrémité sud du chaînon, sont tout à fait récents; ils sont plus jeunes que 1 Ma. L'âge desvolcans le long du chaînon est de plus en plus vieux à mesure qu'on s'éloigne d'Hawaii. Leplancher océanique au niveau de la fosse de subduction des Aléoutiennes date de 80 Ma. C'estdire qu'il a fallu 80 Ma pour former le chaînon en entier. Ce dernier s'est formé par ledéplacement de la plaque du Pacifique au-dessus d'un point chaud situé sous les îles Hawaii.
Le tracé et les âges du chaînon Hawaii-Empereur nous renseignent sur deux choses :
1) la direction du déplacement s'est brusquement modifiée durant le déplacement de la plaque,il y a 40 Ma; durant la période entre -80 et -40 Ma, la plaque s'est déplacée selon le sens etla direction de la flèche rouge, donnant naissance au chaînon Empereur, alors que depuis 40la direction de la flèche rouge, donnant naissance au chaînon Empereur, alors que depuis 40Ma, le déplacement se fait selon le sens et la direction de la flèche bleue, avec commerésultat le chaînon d'Hawaii;
2) connaissant la distance du déplacement entre deux volcans d'âge connu, on peut calculer lavitesse moyenne du déplacement de la plaque entre ces deux points, ici par exemple, unevitesse moyenne de 6,7 cm/année entre Hawaii et le point de changement de direction dudéplacement de la plaque (soit à Kimmei, une distance de 2700 km entre les deux points).
On ne sait pas vraiment depuis combien de temps fonctionne ce point chaud puisque, si desvolcans ont été formés il y a plus de 80 Ma, ils ont été engloutis en même temps que la plaquedu Pacifique dans la zone de subduction des Aléoutiennes-Kouriles et digérés avec elle dansl'asthénosphère.
La formation des chaînes de montagnesS'il est une question qui a longtemps embarrassé les géologues, c'est bien la formation desgrandes chaînes de montagnes, comme les Rocheuses, les Alpes, les Himalayas ou lesAppalaches.
Tout modèle explicatif de la formation d'une chaîne de montagnes se doit d'expliquer, puisd'intégrer, chacun des principaux attributs qui caractérisent toutes les grandes chaînes.
1) Les roches sédimentaires, c'est-à-dire ces roches qui proviennent de la transformation desédiments comme les sables et les boues, sont très abondantes dans les chaînes demontagnes et contiennent des fossiles d'organismes marins, ce qui implique que lessédiments dont elles sont dérivées se sont déposés dans un milieu marin; de plus, leursédiments dont elles sont dérivées se sont déposés dans un milieu marin; de plus, leurcomposition montre qu'une grande partie de ces sédiments se sont déposés dans un bassinocéanique.
Première conclusion: avant de se retrouver dans une chaîne de montagnes, tout le matérielsédimentaire se trouvait dans un océan.
2) Il y a aussi des roches métamorphiques dans les chaînes de montagnes, ces roches qui sontd'anciennes roches sédimentaires ou ignées transformées sous l'effet de températures et depressions très élevées. Ces roches métamorphiques occupent une portion bien définie de lachaîne de montagnes.
Il faut savoir que le lieu dans la croûte terrestre où il existe à la fois des températures et despressions très élevées, c'est en profondeur, à au moins quelques kilomètres sous la surface.
Seconde conclusion: les roches métamorphiques résultent de la transformation des rochessédimentaires et ignées de la chaîne de montagnes, en profondeur, dans la croûte terrestre.
3) Un autre attribut important des chaînes de montagnes, c'est qu'elles contiennent souventdes lambeaux de croûte océanique (basaltes) coincés dans des failles.
Troisième conclusion : non seulement, les sédiments qui forment la chaîne de montagnes sesont-ils déposés dans un bassin marin, mais aussi, sur de la croûte océanique basaltique.
4) S'il est une caractéristique commune à toutes les grandes chaînes de montagnes, c'est bien lefait que les roches y sont déformées à des degrés divers.
Depuis longtemps, les géologues qui étudiaient la géométrie de la déformation dans les chaînesde montagnes savaient bien qu'il fallait des forces de compression latérales pour produire unetelle géométrie.
Il leur fallait donc trouver un mécanisme responsable de ces compressions. Il leur fallait aussitrouver un mécanisme responsable du soulèvement de tout ce matériel déposé dans un bassinocéanique qui compose la chaîne.
5) Le plus souvent, il y a une zone de roches sédimentaires non déformées qui jouxte la chaînedéformée proprement dite. Ces roches sédimentaires sont de même âge que celles de la chaîneet représentent habituellement d'anciens sédiments déposés sur les plateaux continentaux.
Avant la théorie de la tectonique des plaques, il y avait un superbe débat entre les« horizontalistes » pour qui la formation d'une chaîne de montagnes se faisait sous l'action deforces de compresssion latérales, et les « verticalistes » qui eux évidemment invoquaient degrandes forces verticales. A cette époque le mouvement des plaques était inconnu, ce quilaissait passablement de place à l'imagination.
La théorie de la tectonique des plaques vient réconcilier horizontalistes et verticalistes enproposant un modèle qui tient compte des compressions latérales et du soulèvement d'uneénorme masse de matériel et en identifiant le moteur responsable des forces nécessaires à laénorme masse de matériel et en identifiant le moteur responsable des forces nécessaires à laformation d'une chaîne de montagnes déformée.
Les schémas qui suivent illustrent les grandes étapes de la formation d'une chaîne demontagnes.
Partons de ce qu'on appelle une marge continentale passive (c'est-à-dire une marge où il n'y apas de mouvements tectoniques significatifs, où il y a absence d'une zone de subduction),comme par exemple celle de l'Atlantique actuelle, où s'accumule sur le plateau continental et àla marge du continent un prisme de sédiments provenant de l'érosion du continent.
En s'éloignant de plus en plus de la zone de divergence (non illustrée sur ce schéma), lalithosphère devient de plus en plus dense, simplement parce qu'elle refroidit de plus en plus.
Vient un moment où sous la poussée du tapis roulant et l'augmentation de densité, cettelithosphère se fracture et l'une des lèvres s'enfonce sous l'autre, créant une zone de subduction.
Le mouvement de translation latérale d'une seule plaque (schéma ci-dessus) se transforme alorsen un système de collision entre deux plaques (schéma ci-dessous), une plaque continentale etune plaque océanique.
On est passé d'une situation de marge passive à une situation de marge continentale active. Aularge du continent, il se forme un arc volcanique insulaire.
Le chevauchement progressif de la plaque océanique sur ce qui reste de plaque océanique ducôté continental concentre le matériel qui se trouve sur les fonds océaniques pour former unprisme d'accrétion qui croît à mesure de la fermeture entre l'arc volcanique et le continent.
La zone de subduction se transforme en zone d'obduction : la collision entre l'arc volcanique et lecontinent crée un chevauchement important de tout le matériel du prisme d'accrétion sur lamarge continentale.
L'activité ignée cesse et de grandes masses de roches ignées (en rouge) peuvent rester coincéesdans la lithosphère.
Finalement, la poursuite du mouvement concentre encore plus de matériel et forme une chaînedéformée que l'on qualifie de chaîne de montagnes immature, en ce sens que la dynamiquen'est pas terminée.
La marge de cette chaîne immature peut se transformer en une nouvelle zone active(subduction), ce qui permet à la collision de se poursuivre et instaure du volcanisme d'arccontinental sur la nouvelle chaîne.
Un bel exemple de cette dernière situation est la Cordillère des Andes, reliée à la collision de laplaque océanique de Nazca et la partie continentale de la plaque de l'Amérique du Sud.
Mais la véritable chaîne de montagnes mature est celle qui sera formée par la collision entredeux plaques continentales.
Dans cette situation, à mesure que se referme l'étau constitué par le rapprochement des deuxplaques, il se construit, comme dans le cas précédent, un prisme d'accrétion qui croîtprogressivement par la concentration du matériel dans un espace de plus en plus restreint, etla chaîne de montagnes s'érige peu à peu.
Avec la collision des deux plaques et la cessation du mouvement, la chaîne a atteint sa hauteurmaximum et acquis ses caractéristiques.
Il y aura une zone de roches non déformées jouxtant les roches déformées de la chaîne, parfoisde façon symétrique de part et d'autre de la chaîne. Il y aura aussi des roches métamorphiquestrès déformées aux racines de la chaîne, car ces dernières se forment sous des températures etdes pressions très élevées. On trouvera aussi des lambeaux de croûte océanique basaltiquecoincés dans des failles. De grandes masses de roches ignées (batholithes et plutons) resterontcoincées dans la lithosphère continentale. Un des beaux exemples de chaîne de montagnesformée par la collision entre deux plaques continentales, c'est l'Himalaya qui a été formé par lacollision récente, il y a à peine 10 Ma, d'une plaque dont la portion continentale constitueaujourd'hui l'Inde et une grande masse continentale, l'Asie. La chaîne n'est d'ailleurs pas encoreréellement stabilisée puisqu'elle se soulève encore.
