La dynamique de la lithosphère

Il est impossible de forer jusqu'au centre de la Terre. La température et la pression y sont trop extrêmes. Alors, comment savons-nous ce qu'il y a en dessous ? Principalement grâce aux ondes sismiques.

Les ondes sismiques sont des vibrations qui se propagent à travers la Terre, générées par des tremblements de terre ou des explosions. Il existe plusieurs types d'ondes :

• Ondes P (ondes de compression ou primaires) : Ce sont les plus rapides. Elles se propagent dans les solides, les liquides et les gaz.
• Ondes S (ondes de cisaillement ou secondaires) : Elles sont plus lentes et ne se propagent que dans les solides.

En étudiant la vitesse et la trajectoire de ces ondes, les scientifiques peuvent déterminer la nature des matériaux qu'elles traversent. Quand une onde change de milieu (par exemple, passe d'un solide à un liquide), elle est réfractée (déviée) et réfléchie.

Ces changements brusques de vitesse ou de direction des ondes sismiques révèlent des discontinuités, qui marquent les limites entre les différentes couches de la Terre :

• Discontinuité de Mohorovičić (Moho) : Sépare la croûte du manteau.
• Discontinuité de Gutenberg : Sépare le manteau du noyau externe.
• Discontinuité de Lehmann : Sépare le noyau externe (liquide) du noyau interne (solide).

Toutes ces données ont permis de construire le Modèle PREM (Preliminary Reference Earth Model), qui est le modèle standard de la structure interne de la Terre, décrivant la densité, la vitesse des ondes sismiques et l'atténuation des ondes en fonction de la profondeur.

La Terre est divisée en plusieurs couches concentriques, comme un oignon.

1. La Croûte :

   • C'est la couche la plus externe et la plus fine.
   • Croûte continentale : Plus épaisse (30-70 km), densité moyenne (2,7 g/cm³), composée principalement de roches granitiques.
   • Croûte océanique : Plus fine (5-10 km), plus dense (3,0 g/cm³), composée principalement de roches basaltiques et gabbroïques.

2. Le Manteau :

   • S'étend de la base de la croûte jusqu'à environ 2900 km de profondeur.
   • Composé majoritairement de péridotite (une roche ultrabasique).
   • Il est divisé en Manteau supérieur et Manteau inférieur.
   • Malgré les températures élevées, la majeure partie du manteau est solide, mais peut se déformer lentement (fluage) sur de très longues périodes.

3. Le Noyau :

   • S'étend de 2900 km au centre de la Terre (6371 km).
   • Composé principalement de fer et de nickel.
   • Noyau externe : Liquide. Sa convection génère le champ magnétique terrestre.
   • Noyau interne (graine) : Solide, malgré des températures extrêmement élevées, en raison des pressions colossales.

Il est crucial de distinguer ces couches en fonction de leur composition chimique et de leur état physique, mais aussi de leur comportement mécanique. C'est ici qu'interviennent la lithosphère et l'asthénosphère.

Ces deux termes sont fondamentaux pour comprendre la tectonique des plaques.

1. La Lithosphère :

   • C'est la couche la plus externe et la plus rigide de la Terre.
   • Elle comprend la croûte (continentale ou océanique) ET la partie supérieure rigide du manteau supérieur.
   • Son épaisseur varie de quelques kilomètres sous les dorsales océaniques à environ 150-200 km sous les continents anciens.
   • C'est cette couche qui est divisée en plaques tectoniques.

2. L'Asthénosphère :

   • Située sous la lithosphère, de 100-200 km à environ 700 km de profondeur.
   • Elle fait partie du manteau supérieur.
   • Elle est moins rigide que la lithosphère, plus ductile et présente une certaine viscosité. Elle est capable de se déformer lentement, un peu comme un fluide très visqueux sur de longues périodes.
   • C'est sur cette couche "molle" que "flottent" les plaques lithosphériques.

La distinction entre lithosphère rigide et asthénosphère ductile est essentielle pour expliquer le mouvement des plaques. La lithosphère "flotte" sur l'asthénosphère grâce au principe de l'isostasie. L'isostasie explique pourquoi les chaînes de montagnes (plus épaisses et moins denses) s'enfoncent plus profondément dans l'asthénosphère que les plaines, un peu comme un iceberg plus grand s'enfonce plus profondément dans l'eau.

Alfred Wegener, au début du XXe siècle, a été le premier à proposer une théorie globale de la dérive des continents. Il a rassemblé plusieurs types d'arguments :

1. Arguments géographiques (emboîtement des continents) :

   • L'observation la plus frappante est la complémentarité des côtes de part et d'autre de l'océan Atlantique, notamment entre l'Amérique du Sud et l'Afrique. Ils semblent s'emboîter comme les pièces d'un puzzle géant.

2. Arguments paléontologiques (fossiles) :

   • La découverte de fossiles identiques de certaines espèces terrestres (comme le reptile Mesosaurus ou la plante Glossopteris) sur des continents aujourd'hui séparés par des océans vastes et infranchissables. Cela suggère que ces continents étaient autrefois connectés.

3. Arguments géologiques et paléoclimatiques :

   • Concordance des structures géologiques : Des chaînes de montagnes (ex: Appalaches en Amérique du Nord et Caledonides en Europe) et des formations rocheuses ont la même composition et le même âge de part et d'autre de l'Atlantique.
   • Traces d'anciennes glaciations : Des dépôts glaciaires (tillites) du Paléozoïque supérieur sont retrouvés en Amérique du Sud, en Afrique, en Inde, en Australie et en Antarctique. Ces gisements sont incompatibles avec les positions actuelles de ces continents (certains sont sous les tropiques). Ils indiquent qu'à cette époque, ces continents étaient regroupés autour du pôle Sud dans un supercontinent appelé Pangée.

Malgré ces preuves, la théorie de Wegener a été rejetée pendant des décennies, car il ne pouvait pas expliquer comment les continents se déplaçaient. Le mécanisme manquait.

Après la Seconde Guerre mondiale, de nouvelles technologies (sonar, magnétomètres) ont permis d'explorer les fonds océaniques et ont apporté les preuves manquantes.

1. Dorsales médio-océaniques :

   • Des chaînes de montagnes sous-marines géantes ont été découvertes au milieu des océans. Ces dorsales médio-océaniques sont des zones actives de volcanisme et de sismicité.

2. Flux thermique :

   • Des mesures ont montré un flux thermique (chaleur s'échappant de la Terre) beaucoup plus élevé au niveau des dorsales océaniques, indiquant une remontée de magma chaud.

3. Anomalies magnétiques :

   • Le fond océanique présente des bandes parallèles d'anomalies magnétiques positives et négatives, symétriques de part et d'autre des dorsales. Ces bandes correspondent aux inversions du champ magnétique terrestre enregistrées par les roches volcaniques (basaltes) au fur et à mesure de leur formation et de leur éloignement de la dorsale. Ces "codes-barres" magnétiques sont la preuve la plus directe de l'expansion océanique.

Ces découvertes ont conduit à la théorie de l'expansion océanique proposée par Harry Hess : le plancher océanique se forme au niveau des dorsales par l'apport de magma, puis s'écarte de part et d'autre, entraînant les continents avec lui.

Le mécanisme qui manquait à Wegener a été trouvé : le manteau terrestre est le moteur de la tectonique des plaques.

• La chaleur interne de la Terre (due à la désintégration radioactive et à la chaleur résiduelle) provoque des courants de convection dans le manteau.
• Ces cellules de convection sont des mouvements lents de matière mantellique : la matière chaude et moins dense remonte (sous les dorsales), se déplace horizontalement sous la lithosphère, se refroidit, devient plus dense et redescend (sous les zones de subduction).
• Ces mouvements créent des forces de cisaillement qui entraînent les plaques lithosphériques.
• C'est un processus de transfert de chaleur du centre de la Terre vers la surface.

Ainsi, la dérive des continents et l'expansion océanique sont les manifestations superficielles de ces mouvements profonds du manteau.

Les tremblements de terre et les éruptions volcaniques ne sont pas répartis au hasard à la surface du globe.

• Répartition mondiale : La grande majorité des séismes et des volcans se produisent le long de bandes étroites qui délimitent les plaques tectoniques.
• Zones de subduction : Ce sont des zones où une plaque océanique plonge sous une autre plaque. Elles sont caractérisées par :
  • Une forte sismicité, avec des foyers de séismes de plus en plus profonds à mesure que l'on s'éloigne de la fosse océanique (plan de Wadati-Benioff).
  • Un volcanisme explosif intense (ex: ceinture de feu du Pacifique).
• Dorsales : Ce sont des zones d'accrétion où de la nouvelle croûte océanique est formée. Elles sont caractérisées par :
  • Une sismicité superficielle et modérée.
  • Un volcanisme effusif (basaltique) sous-marin.

Le flux de chaleur s'échappant de la Terre varie considérablement.

• Flux de chaleur : Il est élevé au niveau des dorsales (remontée de magma chaud) et faible au niveau des fosses océaniques (plongée de lithosphère froide).
• Points chauds : Ce sont des zones de volcanisme intraplaque (loin des frontières de plaques) qui persistent sur de longues périodes et ne se déplacent pas avec la plaque.
  • Ils sont attribués à des panaches mantelliques : des remontées de matière chaude et profonde du manteau, stables et fixes, qui perforent la lithosphère.
  • En se déplaçant au-dessus du point chaud, la plaque forme une chaîne d'îles volcaniques dont l'âge augmente avec l'éloignement du point chaud actuel (ex: archipel d'Hawaï).

Les forces exercées aux frontières des plaques entraînent des déformations importantes de la lithosphère.

• Failles : Ce sont des fractures de la roche avec déplacement relatif des blocs rocheux de part et d'autre.
  • Failles normales : dues à des forces d'extension (étirement), typiques des zones de divergence (dorsales, rifts continentaux).
  • Failles inverses et chevauchements : dues à des forces de compression, typiques des zones de convergence (subduction, collision).
  • Failles décrochantes : dues à des forces de cisaillement, où les blocs glissent horizontalement l'un par rapport à l'autre (ex: faille de San Andreas).
• Plis : Ce sont des déformations ductiles (sans rupture) des roches, dues à des forces de compression. On les trouve dans les chaînes de montagnes.
• Chaînes de montagnes : Elles résultent de la collision de plaques continentales ou de l'accrétion de terrains le long des zones de subduction. Elles sont caractérisées par un épaississement crustal important, des failles et des plis.

Le processus de formation de nouvelle croûte océanique est appelé accrétion.

• Au niveau des dorsales, la lithosphère est étirée et amincie, permettant la remontée du manteau asthénosphérique.
• En remontant, la péridotite mantellique subit une décompression adiabatique (sans échange de chaleur). Cela abaisse son point de fusion, provoquant une fusion partielle.
• Ce magma basaltique remonte vers la surface :
  • Une partie s'épanche en surface sous forme de laves en coussins (pillow lavas) pour former le basalte.
  • Une autre partie cristallise en profondeur sous forme de gabbro.
• Ainsi, la croûte océanique est constituée, de haut en bas, de sédiments, de basaltes en coussins, de dykes de basalte et de gabbros.
• Le gradient géothermique (augmentation de la température avec la profondeur) est particulièrement élevé au niveau des dorsales, ce qui favorise la fusion.

Les dorsales ne sont pas de simples lignes, mais des systèmes complexes.

• Rift : Au centre de la dorsale, il y a souvent une dépression axiale, un rift, où la croûte est activement étirée et fracturée.
• Failles normales : L'étirement de la lithosphère provoque la formation de nombreuses failles normales, créant un paysage de horsts et de grabens (relief en escalier).
• Hydrothermalisme : L'eau de mer s'infiltre dans les fractures de la croûte océanique, est chauffée par le magma, dissout des minéraux, puis ressort au niveau de cheminées hydrothermales ("fumeurs noirs" ou "fumeurs blancs"). Ce processus crée des écosystèmes uniques, basés sur la chimiosynthèse, et joue un rôle important dans la régulation de la composition chimique des océans.

L'expansion océanique est un processus actif.

• Poussée des dorsales (ridge push) : Le magma chaud qui remonte au niveau de la dorsale forme un "bourrelet" topographique. La lithosphère océanique, plus chaude et moins dense à la dorsale, a tendance à glisser sous l'effet de la gravité vers les zones plus profondes et froides du bassin océanique. C'est une force qui "pousse" les plaques.
• Refroidissement de la lithosphère : En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit, se densifie et s'épaissit. Elle s'enfonce dans l'asthénosphère, ce qui contribue au mouvement.
• Ces forces, combinées aux courants de convection mantelliques, sont les principaux moteurs de la tectonique des plaques.

La subduction se produit là où une plaque océanique, plus dense, plonge sous une autre plaque (océanique ou continentale).

• Fosse océanique : La zone de subduction est marquée en surface par une profonde dépression, la fosse océanique, où la plaque plongeante entraîne le fond marin.
• Plan de Wadati-Benioff : La sismicité dans ces zones est très caractéristique. Les foyers des séismes s'alignent le long d'un plan incliné qui s'enfonce sous la plaque chevauchante, jusqu'à 700 km de profondeur. Ce plan de Wadati-Benioff matérialise la plaque plongeante.
• Arc volcanique : La subduction est souvent associée à un volcanisme intense sur la plaque chevauchante, formant un arc volcanique parallèle à la fosse (ex: Andes, Japon).

Les processus de subduction génèrent des roches spécifiques.

• Fusion partielle : La plaque océanique plongeante entraîne avec elle de l'eau (contenue dans les minéraux hydratés). En profondeur, l'augmentation de la température et de la pression provoque la déshydratation de ces minéraux. L'eau libérée migre dans le manteau sus-jacent, abaissant son point de fusion. Cela conduit à la fusion partielle du manteau au-dessus de la plaque plongeante.
• Le magma produit est de nature andésitique (plus visqueux et riche en silice que le basalte), ce qui explique le volcanisme explosif des arcs volcaniques.
• Roches métamorphiques : Les roches de la plaque plongeante subissent un métamorphisme (transformation à l'état solide) dû aux changements de pression et de température. On y trouve des roches comme les schistes bleus et les éclogites, qui sont des marqueurs des zones de subduction passées.

Lorsque toute la croûte océanique entre deux continents a été subduite, les deux masses continentales entrent en collision. La croûte continentale est trop légère pour subduire profondément.

• Suture ophiolitique : La zone de collision est souvent marquée par la présence d'ophiolites, des fragments de l'ancienne croûte océanique et du manteau supérieur qui ont été charriés (obduits) sur les continents lors de la collision. Elles témoignent de l'océan disparu.
• Épaississement crustal : La collision provoque un raccourcissement et un épaississement considérable de la croûte continentale, par plissements et chevauchements.
• Chaînes de montagnes : C'est ainsi que se forment les plus hautes chaînes de montagnes du monde (ex: Himalaya, Alpes). La lithosphère est déformée, plissée, faillée, et des massifs rocheux sont soulevés.

Le cycle de Wilson décrit l'ouverture et la fermeture des océans et la formation de supercontinents au cours des temps géologiques. C'est le cycle complet de la vie d'un océan.

1. Rifting continental : Un continent se fracture et s'étire (ex: Rift Est-Africain).
2. Ouverture océanique : Un nouvel océan se forme par accrétion au niveau d'une dorsale (ex: Atlantique).
3. Expansion océanique : L'océan s'élargit.
4. Subduction : L'océan commence à se refermer par subduction d'une ou des deux marges océaniques.
5. Collision continentale : Les continents entrent en collision, formant une chaîne de montagnes et fermant l'océan.
6. Formation de supercontinents : Plusieurs continents peuvent s'assembler pour former un supercontinent (comme la Pangée). Ce cycle se répète sur des centaines de millions d'années.

Les bords des continents, appelés marges continentales, évoluent différemment selon leur position par rapport aux frontières de plaques.

• Marges passives : Elles sont situées loin des frontières de plaques, au milieu d'une même plaque lithosphérique.
  • Exemple : les côtes de l'Afrique de l'Ouest ou de l'Est de l'Amérique du Nord.
  • Elles sont caractérisées par une faible activité sismique et volcanique.
  • Elles subissent une forte sédimentation qui accumule des couches épaisses de sédiments sur le plateau continental et le talus.
• Marges actives : Elles correspondent à des zones de subduction.
  • Exemple : les côtes ouest de l'Amérique du Sud (Cordillère des Andes).
  • Elles sont caractérisées par une forte activité sismique et volcanique.
  • Elles sont associées à des fosses océaniques et des chaînes de montagnes.

La tectonique des plaques n'est pas qu'un phénomène géologique ; elle a des conséquences majeures sur la Terre et ses habitants.

• Climat : La position des continents influence la circulation océanique et atmosphérique, ce qui a un impact direct sur le climat global et les variations climatiques à long terme. La formation de chaînes de montagnes modifie les régimes de précipitations.
• Biodiversité : La séparation et la réunion des continents influencent l'évolution de la biodiversité. L'isolement géographique favorise la spéciation, tandis que la connexion peut provoquer des extinctions ou des échanges de faune et de flore.
• Ressources naturelles : De nombreuses ressources naturelles sont directement liées à la dynamique terrestre :
  • Les gisements de pétrole et de gaz se forment souvent dans les bassins sédimentaires des marges passives.
  • Les gisements de minerais métalliques (cuivre, or, argent) sont fréquemment associés au volcanisme et à l'hydrothermalisme des zones de subduction ou des dorsales.
  • La chaleur géothermique (énergie renouvelable) est exploitée dans les zones à fort flux thermique.

En comprenant la dynamique de la lithosphère, nous pouvons mieux anticiper les risques naturels (séismes, tsunamis, éruptions) et gérer les ressources de notre planète.