Fréquence des altitudes océaniques et continentales
Dès le début du XXe siècle Alfred Wegener avait observé une différence de fréquences d'altitudes entre océans et continents. Il en déduisait que l'un et l'autre étaient formés de matériaux différents. Si les roches continentales sont facilement accessibles, les roches des fonds océaniques sont recouvertes de plusieurs milliers de mètres d'eau.
Image (modifiée) : svt.ac-dijon.fr

La conception de la nature des fonds océaniques au début du 20e siècle
Dans le modèle fixiste, les continents et les fonds océaniques sont composés des mêmes matériaux, ou sial, et reposent sur une couche plus dense ou sima. Leur différence d'altitude s'explique uniquement par des mouvements verticaux. Dans le modèle mobiliste de Wegener les radeaux continentaux (sial) reposent aussi sur le sima, mais celui-ci affleure dans les fonds océaniques. Fonds océaniques et continent sont donc formés de matériaux différents, ce qui explique leur différence d'altitude moyenne.

1       2
1 Le Glomar Challenger - 2 Mise à l'eau du Nautile à partir du navire support Nadir
En 1968 le Glomar Challenger (1) fut le premier navire à pouvoir réaliser des forages océaniques à visée scientifique. Dès le début des années 1950, les bathyscaphes puis des engins habités plus légers (soucoupe Cyana, sous-marin Alvin...) ont permis d'explorer directement les fonds océaniques. Depuis 1984, le Nautile, un sous-marin habité de l'Ifremer (Institut français de recherche pour l'exploration de la mer) pouvant plonger jusqu'à 6000 m, poursuit cette mission.
Images : 1 en.wikipedia.org- 2 envlit.ifremer.fr

1        2 lien externe
1 Basaltes en coussins observés au niveau d'une dorsale - 2 formation des basaltes en coussins (lien externe)
Les submersibles ont permis d'observer des basaltes en coussins (ou en oreiller ou pillow lavas) affleurant au niveau des dorsales océaniques (1). De telles structures se forment quand de la lave s'épanche en milieu aquatique. Le refroidissement brutal solidifie l'extérieur de la coulée qui se craquelle sous la pression de la lave fluide sous-jacente. Cela permet un nouvel épanchement et le processus se renouvelle. La formation des basaltes en coussins n'a pas encore été observée au fond des océans, mais elle a pu être filmée sur les côtes de l'île Hawaii, après une qu'une éruption aérienne ait produit une coulée lave jusque dans l'océan (2).
Image : en.wikipedia.org NOAA - 2 www.pmel.noaa.gov

1     2     3
1 Localisation et particularités de la faille Vema - 2 La vallée explorée par le Nautile - 3 Coupe de la faille Vema
En 1988, lors de la campagne Vemanaute, le Nautile a effectué cinq plongées le long de la faille Vema. C'est une faille transformante (voir III.A) orientée Est-Ouest qui décale la dorsale Atlantique d'environ 320 Km (1). Le fond de la vallée est à 5 000 m de profondeur et sa largeur est de 10 à 20 Km (2, attention à la position du nord). Une coupe de 3000 m de hauteur y est observable (3) et a permis d'établir une coupe géologique de la croûte océanique et du manteau supérieur. On y observe successivement des basaltes, des gabbros, formant la croûte océanique surplombant des péridotites qui appartiennent au manteau sous-jascent.
Images (modifiées) : 1 www.svt-monde.org et svt.ac-rouen.fr - 2 media.marine-geo.org - 3 svt.ac-dijon.fr

Forage dans les gabbros de la croûte océanique
En 2006, dans l'Océan Pacifique, à environ 800 km à l'Ouest du Costa Rica, une équipe internationale à bord du Navire océanographique Joides Resolution a, pour la première fois, atteint par forage la couche des gabbros à 1,4 kilomètre sous le plancher océanique, après avoir traversé l'intégralité de la couche de basaltes qui la recouvre. Bien que les gabbros aient été échantillonnés ailleurs dans les océans, remontés près de la surface par des failles et des mouvements tectoniques, c'est la première fois qu'ils sont récoltés in situ, dans une croûte océanique intacte.
Source : www.insu.cnrs.fr - Image : iodp.tamu.edu

1       2      3
1 Modelé granitique en Bretagne - 2 L'aiguille du Midi (3777 m, Alpes) - 3 Enclave de péridotite
Même s'il sont fréquemment reconverts par d'autres roches, les granites forment l'essentiel de la croûte continentale et on les retouve à toutes les altitudes (1 et 2). En milieu continental, le manteau supérieur n'est pas accessible par forage mais des fragments de péridotite peuvent parvenir à la surface à l'occasion d'une éruption volcanique. On observe alors des enclaves de péridotite (4) dans la roche volcanique.
Images : 1 fr.wikipedia.org  Patrick GIRAUD   - 2 fr.wikipedia.org Michel CAPLAIN - 3 planet-terre.ens-lyon.fr

Le microscope polarisant permet d'identifier les minéraux des roches
Un microscope polarisant possède deux filtres (dits Polaroid) qui ne laissent chacun vibrer la lumière que dans une seule direction. Le premier filtre, le polariseur, est placé entre la source lumineuse et la lame mince (= préparation microscopique de roche) et le second, l'analyseur, entre la lame mince et et l'oculaire.
- En début d'observation, sans lame mince, polariseur et analyseur sont croisés (perpendiculaires), la lumière ne passe pas, il y a extinction (A).
- Quand on place une lame mince entre polariseur et analyseur, les minéraux dévient chacun la lumière différemment et apparaissent diversement colorés. Cela permet de les identifier (B). On est en LPA = lumière polarisée et analysée dite aussi lumière polarisée.
- Si on supprime l'un des deux filtres (l'analyseur sur un microscope spécialisé ou le polariseur sur un microscope polyvalent de lycée) la coloration disparaît mais on observe la structure des minéraux, ce qui permet de préciser leur identification (C). On est en LPNA = lumière polarisée non analysée dite aussi lumière naturelle.
Image : d'après svt.ac-dijon.fr - svt09.free.f - touchain.free.fr

Roche. Matériau constitutif de l'écorce terrestre formé, en général, d'un assemblage de minéraux. On les désigne généralement au pluriel (granites, basaltes, gabbros, péridotites) car dans chaque type de roche les divers échantillons ont des compositions chimiques et minéralogiques voisines mais différentes.
- Roche magmatique. Résulte du refroidissement de roches qui sont passées à l'état fondu (magma) et contient des minéraux cristallisés. Les roches magmatiques plutoniques ont refroidi lentement en profondeur et ont une texture grenue (entièrement cristallisée). Les roches magmatiques volcaniques (ou effusives) se ont refroidi rapidement en surface et ont une texture microlitique (partiellement cristallisée) ou parfois vitreuse (non cristallisée).
- Roche sédimentaire. Résulte de l'accumulation de fragments d'origine minérale (argiles, sables...) ou biologique (coquilles...) et/ou de la précipitation à partir de solutions (calcaires...).
- Roche métamorphique. Résulte de la transformation d'une roche préexistante quelconque, à l'état solide et à la suite d'une augmentation de température et de pression. Cela entraîne la recristallisation de nouveaux minéraux.

1       2
1 Échantillon de basalte - 2 Basalte (lame mince en LPA)
Les basaltes (1) sont des roches noires, contenant des cristaux millimétriques visibles à l'œil nu (phénocristaux) de pyroxènes, de felspaths (plagioclases) et, éventuellement, d'olivine. Au microscope, en lumière polarisée analysée (2) on y observe de petits cristaux allongés de pyroxènes et de plagioclases, non visibles à l'œil nu (microlites), sans orientation privilégiée et noyés dans un verre (non cristallisé). Le basalte a une structure microlitique. Les basaltes océaniques (basaltes tholéiitiques) contiennent un peu de silice mais généralement pas d'olivine (à la différence les basaltes associés au volcanisme continental et aux arcs magmatiques (basaltes calcoalcalins) qui sont très pauvres en silice mais riches en olivine).
Images : 1 lemain.unblog.fr - 2 www2.ac-lyon.fr

1     2
1 Échantillon de gabbro - 2 Gabbro (lame mince en LPA largeur de la vue environ 0,5 mm) -
Les gabbros sont des roches entièrement cristallisées (structure grenue) formées de pyroxènes (vert-noirâtres) et de plagioclases (blancs) (1 et 2). Ils ont la même composition chimique que les basaltes (3).
Image :1 www2.ac-lyon.fr - 2 fr.wikipedia.org Siim Sepp, 2006 - 3

1    2    3
1 Échantillon de granite - 2 Granite (lame mince LPA) - 3 Interprétation de l'image 2
Les granites sont des roches (1) entièrement cristallisées (structure grenue) qui contiennent typiquement du quartz (éclat gras), des feldspaths (blancs mat ou rose) et du mica (noir = biotite). Au microscope (lumière polarisée analysée LPA en 2 et 3) les cristaux sont jointifs, le quartz (Q) occupant les espaces laissés libres par les feldspaths (plagioclase Fp, orthose Fo) et les micas (M). On appelle granitoïdes l'ensemble des roches de composition granitique.
Images : 1 Granite, Yosemite National Park © 2007 David Monniaux - fr.wikipedia.org - 2 svt.tice.ac-orleans-tours.fr - 3 (modifiée) svt.tice.ac-orleans-tours.fr

Composition chimique des principales roches de la lithosphère
- Ces compositions ne sont qu'indicatives car ces quatre roches appartiennent chacune à une famille de roches. Granites, basaltes, gabbros, péridotites sont généralement écrits au pluriel car la composition de chaque échantillon varie d'un point à un autre.
- Les basaltes et les gabbros, qui forment la croûte océanique, ont des compositions chimiques voisines. Leur texture différente résulte simplement de leur vitesse de refroidissement. Celle des basaltes est rapide, elle ne permet pas à tous les minéraux de cristalliser (texture microlitique). Celle des gabbros est lente, elle permet à tous les minéraux de cristalliser (texture grenue).
- Les granites de la croûte continentale sont riches en silice alors les péridotites du manteau en sont "pauvres".
- Ces mesures valident les observations des géologues du début du 20e siècle qui fasaient la distinction entre sial (aujourd'hui la croûte) et le sima (aujourd'hui le manteau).
Image : d'après SVT 1S Nathan 2011 p.166 et Belin 2001 p. 263

1   2 (lien externe)
1 Mesure de la masse volumique d'un échantillon de roche - Mesure virtuelle (lien externe)
Après avoir pesé l'échantillon sec on le plonge dans un volume d'eau connu. La variation du volume d'eau traduit le volume de l'échantillon (1). On peut alors calculer le rapport masse/volume (2). Échantillon 1 = basalte, échantillon 2 = granite ; échantillon 3 = péridotite. Utiliser le point comme séparateur de décimales et n'indiquer qu'une décimale.
Image : 1 SVT 1S, Belin 2011, p. 85 - 2 www.discip.ac-caen.fr

Densité des roches et vitesse des ondes P
Les granites sont des roches moins denses que les basaltes, eux mêmes moins denses que les péridotites. La vitesse des ondes P augmente en fonction de la densité des matériaux qu’elles traversent.
La vitesse de propagation des ondes P dans une roche est en relation avec la masse volumique de cette roche. Elle peut être déduite de la formule approchée Vp = 3,05 masse volumique - 1,87
Sources : svt.ac-montpellier.fr - pedagogie.ac-toulouse.fr

Température du milieu traversé et vitesse des ondes P
La vitesse des ondes sismiques diminue quand la température du milieu traversé (ici de la pâte à modeler) augmente et inversement. En effet, la densité d'un matériau diminue quand la densité augmente.
Image : www.edusismo.org, voir aussi SVT 1S, Nathan 2011 p. 139

Principe de la sismique réflexion et exemple d'enregistrement
La sismique réflexion permet de déterminer, la structure des fonds océaniques. L’appareillage est remorqué immédiatement au-dessous de la surface et crée des ondes acoustiques (émetteur) enregistrées par des hydrophones (récepteurs). En arrivant sur le fond, à chaque changement de milieu, une partie de l’onde est réfléchie, tandis qu’une autre s'enfonce par réfraction. On obtient une coupe-temps des formations géologiques rencontrées. L’épaisseur des niveaux peut parfois être déterminée par la prise en compte d’une hypothèse de vitesse de propagation du son dans chaque milieu traversé.
Image : wwz.ifremer.fr

1    2
1 Carte géologique du golfe du Lion - 2 Profil sismique réflexion et vitesse des ondes P au niveau du golfe du Lion selon AB
Le profil sismique AB (1) associé à la mesure de la vitesse des ondes P (2) met en évidence une croûte continentale épaisse (plus de 15 km et on ne voit pas la suite) et de composition granitique (Vp = 6,2 km/s), une croûte océanique peu épaisse (ici environ 2,5 km) de composition basaltique (Vp = 6,7 ou 6,8 km/s) et le manteau sous-jacent aux deux croûtes composé de péridotites (Vp > 8 km/s). On observe enfin la présence de sédiments marins (Vp < 6 km/s).
Images (modifiées) : 1 & 2 svt.ac-montpellier.fr Miche Suranné

Profondeur du Moho en Europe
Le Moho traduit la limite physique (vitesse de propagation des ondes P et S) et chimique (composition chimique des roches) entre la croûte et le manteau (voir chapitre 2.1 § III.A). On observe que l'épaisseur de la croûte océanique est toujours inférieure à une douzaine km environ, alors que celle de la croûte continentale mesure entre 30 et 40 km et peut atteindre 70 km sous certaines montagnes.
Image : www.bo.ingv.it, modèle EPcrust

1     2     3  
1 Échantillon de péridotite - 2 Péridotite (lame mince LPNA) - 3 Péridotite (lame mince LPA)
Les péridotites (1) sont des roches vertes et entièrement cristallisées (structure grenue). Au microscope (2 et 3) on y observe essentiellement des olivines (famille des péridots) et des pyroxènes.
Images :1 www.bcpst.eu - 2 www2.ac-lyon.fr/enseigne - 3 www2.ac-lyon.fr

Organisation de la croûte et du manteau (image modifiée d'après fr.wikipedia.org)

● Les études sismiques et pétrographiques permettent de caractériser et de limiter deux grands types de croûtes terrestres.
- 1) Une croûte continentale épaisse de 30 km environ (elle peut atteindre 70 km), constituée entre autres, de granites. Ce sont des roches grenues (= entièrement cristallisées), formées de quartz, feldspaths, mica et dont la densité est faible (d = 2,7).
- 2) Une croûte océanique de faible épaisseur (moins de 12 km), essentiellement formée de basaltes et de gabbros et dont la densité est supérieure à celle de la croûte continentale (d = 2,9). Les basaltes océaniques sont des roches microlitiques formées de pyroxènes, de felspaths parfois visibles à l'oeil nu (phénocristaux) mais le plus souvent sous forme de paillettes (microlites) noyées dans un verre non cristallisé. Les gabbros ont même composition chimique que les basaltes, ils contiennent donc les mêmes minéraux. Ils ont cependant une structure grenue car ils contiennent uniquement des phénocristaux.

● Les croûtes océanique et continentale reposent sur le manteau constitué de péridotites qui sont des roches vertes à structure grenue, contenant des olivines (famille des péridots) et des pyroxènes.

● Si la croûte océanique est située sous le niveau de la mer, une partie de la croûte continentale l'est aussi. Les croûtes continentales et océaniques ne correspondent donc pas exactement aux océans et aux continents de géographes.

II.A. Au voisinage des fosses océaniques les foyers des séismes se répartissent selon un plan incliné

Localisation de la fosse des Tonga (1)
La Fosse des Tonga est une fosse océanique, située dans l'Océan Pacifique, profonde de 10 882 mètres à son point le plus bas nommé Horizon Deep. C'est la deuxième fosse la plus profonde connue, après la Fosse des Mariannes (10 924 mètres maximum) et avant la Fosse des Kouriles (10 542 mètres maximum).
Image (modifiée) : traitement Sismolog

Localisation de la fosse des Tonga (2)
L'archipel des Tonga est situé au sud de îles Wallis et Futuna, à 150 km environ à l'ouest de l'axe de la fosse des Tonga. Il est constitué de trois groupes d'îles dont l'île Tonga (qui a donné son nom à l'archipel) au sud et l'île Vava'u au nord. À la même latitude que cette dernière l'île Niue se trouve à l'est de la fosse. À l'ouest de la zone étudiée, à 800 km des Tonga, se trouve l'île Fidji avec sa capitale Suva.
Image (modifiée) : traitement Google Earth

1        2      2
Répartition des foyers sismiques le long de la fosse des Tonga : 1 Carte et position de la coupe Suva Niue - 2 vue 3D - 2 Coupe
Wadati (1930) puis Benioff (1955) ont montré que, le long des fosses océaniques, les foyers des séismes (points jaunes, rouges et noirs) se répartissent selon un plan incliné, repérable jusque vers 700 km de profondeur et nommé depuis plan de Wadati-Benioff (sur l'image 2 l'échelle des altitudes est très exagérée, ce qui donne une impression de verticalité au plan de Wadati-Benioff). On remarque la présence systématique d'un alignement volcanique en avant de la fosse.
Images (modifiées) : traitements Sismolog

Vitesse de propagation des ondes sismiques au niveau de la fosse des Tonga
En 1964, Jack Oliver, Bryan Isacks, et Lynn Sykes étudient les ondes P produites par un séisme profond dont l'épicentre se trouve à égale distance des stations sismiques Fidji et Tonga. Les ondes P directes parviennent 2 secondes plus tôt à la station Tonga (Vava'u) qu'à la station Fidji. En 1967, sachant que la vitesse des ondes sismiques augmente quand la température du milieu traversé diminue, ils en déduisent :
1) le plan de Wadati-Benioff correspond au plongement d'une unité rigide et froide d'origine océanique dans le manteau plus chaud et moins rigide qu'elle ;
2) en plongeant, l'unité froide se fracture, ce qui provoque des séismes ;
3) les séismes se répartissent le long du plan de Wadati-Benioff, sur une épaisseur d'environ 100 km, soit bien plus que celle de la croûte océanique qui ne dépasse pas 12 km. L'unité froide et rigide est appelée lithosphère et la partie du manteau dans laquelle elle plonge est appelée asthénosphère.
D'après SVT 1S, Belin 2011 p. 104 ; traitement Sismolog

Principe de la tomographie sismique (exemple de la fosse des Tonga : expérience Labatts en 1994)
1) Pendant trois mois on enregistre les temps d'arrivée des ondes P (ou S) tous les 50 km dans 12 stations terrestres et 30 sismographes sous-marins localisés ici sur une carte bathymétrique numérique.
2) On évalue les anomalies de vitesse des ondes sismiques (exprimées en pourcentages) aux différentes profondeurs par rapport au modèle théorique d'un manteau homogène.
3) On réalise une image en coupe de la croûte et du manteau.
Image : www.nsf-margins.org

Tomographie sismique de la fosse des Tonga (coupe est ouest)
L'image a été obtenue en 1997 par le traitement d'environ 41 000 heures d'arrivée des ondes P à partir de 926 séismes enregistrés par le dispositif Labatts. Les cercles indiquent le localisation des foyers des séismes.
La tomographie sismique confirme l'existence d'une lithosphère rigide et froide, d'environ 100 km d'épaisseur (dix fois plus épaisse que la croûte océanique), qui s'enfonce dans une asthénosphère plus chaude et moins rigide qu'elle.
Image : www.nsf-margins.org

Flux thermique et isothermes dans une zone de subduction
À l'aplomb de la zone volcanique le flux thermique (A) est très élevé et peut atteindre plus de quinze fois la valeur moyenne des autre régions du globe. En revanche, au niveau de la fosse océanique, le flux thermique est faible. Il redevient normal au fur et à mesure que l'on s'éloigne de ces deux zones. La modélisation des isothermes (variations de température en profondeur sur B) dans une zone de subduction montre qu'ils sont déformés, comme si la zone froide plongeait sans avoir le temps de s'équilibrer en température avec la zone plus chaude dans laquelle elle s'enfonce.
Image : d'après SVT 1eS Brdas 2011 p. 118

1    2
1 Variations de vitesse des ondes P et S en fonction de la profondeur - 2 Géothermes océanique et continental - 2 Variations de vitesse des ondes P et S en fonction de la profondeur
Le Moho est caractérisé par une variation nette de vitesse des ondes sismiques liée à un changement de composition chimique entraînant un changement de propriétés physiques entre la croûte et le manteau. Il se situe ici à environ 30 km de profondeur en milieu continental et à environ 10 km en milieu océanique (1). Sous le Moho, au sein du manteau, la vitesse des ondes sismiques est d'abord constante jusque vers 100 km environ, ce qui traduit un milieu homogène. Les ondes P et S entrent ensuite dans une zone de faible vitesse ou LVZ (Low velocity zone). Le somment de la LVZ marque le début de l'asthénospère et correspond à peu près à l'isotherme 1 300°C. Au delà de la LVZ la vitesse des ondes sismiques croît progressivement (car la densité du milieu croît de la même manière) jusqu'à 670 km (2). C'est à ce niveau que l'on situe la discontinuité entre le manteau supérieur et le manteau inférieur (ou mésosphère) qui se poursuit jusqu'au noyau à 2900 km.
Image : 1 SVT 1eS, Nathan 2011 p.119 - 2 SVT 1S Hatier 2001 p. 284

1   2   
1 Comportement mécanique de la lithosphère océanique -  2 Géothermes océanique et continental -
La capacité de déformation d'une roche est liée au rapport T/Tf où T est le température de la roche et Tf sa température de fusion. Plus ce rapport est proche de 1 plus la roche est déformable. Dans les conditions de pression et de température de la lithosphère les roches ont un comportement cassant et la chaleur se propage par conduction (1). À partir de la LVZ (isotherme 1300 °C) les conditions de pression et de température sont voisines de celles nécessaires à la fusion commençante de la péridotite mantelique (2), c'est pour cela que les ondes sismiques sont légèrement ralenties (LVZ) et que les roches ont un comportement ductile (1). Dans ce milieu la chaleur est transmise par conduction mais aussi par convection.
Image 1 : SVT 1eS Nathan 2011 p. 141

Structure interne du globe
La structure pétrographique résulte d'une différence de composition chimique entre croûtes (de composition basaltique OU granitique), manteau (formé de péridotites) et noyau. La structure géophysique repose, elle, sur une différence de comportement mécanique des roches. Les croûtes (océanique et continentale) et la partie supérieure du manteau supérieur (jusqu'à la LVZ), sont solidaires sur le plan mécanique et forment ensemble la lithosphère rigide et cassante. L'asthénosphère sous-jacente est constituée du reste du manteau supérieur et, bien que solide, se caractérise par sa ductilité.

La subduction
La fosse océanique résulte de l'inflexion de la lithosphère océanique qui plonge dans l'asthénosphère sous une lithosphère sus-jacente (océanique ou continentale). Ce déplacement est rendu possible par la ductilité du manteau à partir du géotherme 1300 °C qui marque la limite entre lithosphère et asthénosphère. La lithosphère plongeante étant froide, rigide et cassante il en résulte l'apparition de nombreux foyers sismiques qui délimitent le plan de Wadati-Benioff.

Structure interne du globe
● Au sein du manteau on observe une hétérogénéité physique qui permet de distinguer :
- la lithosphère formée de la croûte (océanique ou continentale) associée à la partie supérieure du manteau supérieur. Elle est froide (température < 1300 °C), rigide et cassante. Son épaisseur est d'environ 100 km (dix fois plus épaisse que la croûte océanique) et sa limite inférieure correspond à l’isotherme 1300° C caractérisé par une zone de faible vitesse des ondes sismiques, ou LVZ ;
- l'asthénosphère formée de la partie inférieure du manteau supérieur. Elle est chaude (température > 1300 °C) et solide mais ductile.

La subduction

● Au voisinage des fosses océaniques, la distribution spatiale des foyers des séismes en fonction de leur profondeur s’établit selon un plan incliné repérable jusque vers 700 km de profondeur et nommé plan de Wadati-Benioff. Celui-ci marque l'enfoncement et le retour de la lithosphère océanique, formée au niveau des dorsales (chapitre 1B1 § IIIC), dans l'asthénosphère sous-jacente . C'est la subduction.

1     2       3 lien externe
1 Modèles à six plaques tectoniques (1968) - 2 Modèle actuel à douze plaques tectoniques (NUVEL 1 de 1991) - 3 Modèle actuel (animation, lien externe)
Le terme de plaque lithosphérique est employé pour la première fois en 1967 (Dan Mc Kenzie et Robert Parker) pour désigner une unité rigide superficielle de la Terre, épaisse d'une centaine de kilomètres qui, avec d'autres, constitue la lithosphère (croûte plus partie supérieure du manteau supérieur). Les plaques peuvent se déplacer horizontalement les unes par rapport aux autres sur leur substratum visqueux : l'asthénosphère. Les limites entre les plaques (frontières de plaques) sont de trois types : divergeantes (ex. dorsales), convergentes (ex. subduction) ou coulissantes (failles transformantes). Les plaques lithosphériques ne correspondent pas aux océans et aux continents. Si certaines sont uniquement formées de lithosphère océanique (ex. plaque Pacifique) la plupart sont formées à la fois de lithosphère océanique et de lithosphère continentale (ex. plaque Eurasienne). Après Jason Morgan (1967), en 1968 Xavier Le Pichon divise la surface du globe en 6 "grandes" plaques lithosphériques (1), le modèle actuel (2) en retient 12.
Images : 1 planet-terre.ens-lyon.fr - 2 SVT 1eS, Nathan 2011 p. 143 - 3 www.biologieenflash.net

Diagramme synthétique illustrant la "nouvelle tectonique globale" (Isacks, Oliver et Sykes 1968)
En 1968 toujours (quelle année !), Vine et Hess introduisent l'expression « tectonique des plaques » qui intègre et le met en cohérence l'ensemble des données disponibles : divergence au niveau des dorsales, décrochements au niveau des failles transformantes, convergence au niveau des zones de subduction.
Image : planet-terre.ens-lyon.fr

1     2     3
1 L'archipel des îles Hawaii et des monts de l'Empereur  - 2 Interprétation du volcanisme des îles Hawaii - 3 Interprétation du volcanisme des îles Hawaii (animation)
L'archipel des îles Hawaii et les monts de l'Empereur (1) constituent un alignement d'îles et de monts sous-marins d'origine volcanique. Tous les volcans sont inactifs à l'exception de celui situé le plus au sud (île d'Hawaii). Pour des raisons mal connues, il se forme localement, dans le manteau supérieur, un point chaud entraînant une fusion partielle du matériel manteliques qui vient percer la lithosphère et former un volcan (2 et 3). Un point chaud est un repère fixe dans le temps (au moins pour les 100 derniers millions d'années). Sur la plaque lithosphérique qui se déplace au-dessus d'un point chaud se forme un chaînon de volcans. Le volcan le plus vieux se situe à l'extrémité du chaînon qui est la plus éloignée du point chaud, alors que le plus jeune se situe à sa verticale.
Image : 1 traitement Google Earth - 2 (modifiée) www2.ggl.ulaval.ca - 3 education.france5.fr

1       2
1 Mesure de la distance entre deux points  - 2 Âge des volcans du chaînon d'Hawaii en fonction de leur distance au volcan actif
Connaissant la distance du déplacement entre deux volcans d'âge connu, on peut calculer la vitesse moyenne du déplacement de la plaque entre ces deux points. Depuis 5 Ma cette vitesse moyenne est d'environ 12 cm.an^-1(d = 607 km et t = 4,89 Ma soit 60,7.10⁶ cm en 4,89.10⁶ ans on a donc v  = d/t = 12 cm.an^-1) . Depuis 27 Ma cette vitesse moyenne est du même ordre de grandeur (8,9 cm.an^-1). Ces valeurs sont cohérentes avec celles déduites des données paléomagnétiques (voir 1s21 exercice 3).
Image : 1 traitement Google Earth - 2 traitement Excel

1     2
1 et 2 Âge des îles du chaînon Hawaii-Empereur
La direction du déplacement de la plaque Pacifique a changé. Avant -40 Ma, la plaque se déplaçait vers le Nord donnant naissance au chaînon de l'Empereur, alors que depuis 40 Ma, le déplacement se fait vers le Nord-ouest avec comme résultat le chaînon d'Hawaii.
On ne sait pas vraiment depuis combien de temps fonctionne ce point chaud. On sait cependant qu'au niveau de la fosse des Aléoutiennes le plancher océanique est daté de 80 Ma. Si des volcans ont été formés il y a plus de 80 Ma, ils ont été engloutis par la subduction, en même temps que la plaque du Pacifique.
Image : 1 traitement Google Earth - 2 www2.ggl.ulaval.ca

Le volcanisme de point chaud dans le monde
Le volcanisme de point chaud est un volcanisme intraplaque, que l'on retrouve aussi bien en domaine continental qu'en domaine océanique. Il existe même des points chauds à la verticale d'une dorsale (cas de l'Islande).
Image et légendes : www.er.uqam.ca

Topographie de la dorsale Atlantique
Tout au long des dorsales on observe (Tuzo Wilson 1965), tous les 200 à 300 km, des décalages horizontaux de plusieurs centaines de kilomètres de l'axe des dorsales.
Image : Google Earth

1   2       3
1 Les différents types de failles - 2 Activité sismique de la dorsale Atlantique - 3 Faille transformante
L'analyse des ondes émises par un séisme permet de déterminer si celui-ci provient d'un mécanisme d'étirement (faille normale), de fermeture (faille inverse) ou de glissement (décrochement) (1). Les séismes de l'axe de la dorsale (2) correspondent à un étirement (en jaune), ce qui est conforme à l'expansion des fonds océaniques, alors que ceux des zones de décalage correspondentà un glissement (en rouge). On parle ici de faille transformante (3) car elle assure la transformation d'un mouvement en un autre. Ainsi, dans le cas d'une faille transformante reliant deux portions d'une dorsale, il n'y a un mouvement relatif (flèches rouges) qu'entre les segments de dorsale (points m et n). À l'extérieur de cet intervalle (pointillés rouges) les compartiments se déplacent dans le même sens (flèches vertes et bleues). Au niveau de la faille transformante, il n'y a ni formation de lithosphère ni subduction.
Images : 1 (modifiée) svt.ac-dijon.fr - 2 Traitement Sismolog

1      2
1 Déplacement à la surface d'une sphère (vue polaire) - 2 Déplacement de l'Afrique entre -155 Ma et - 81 Ma
À la surface d'une sphère, les seuls déplacements pouvant se produire sont des rotations autour d'un axe (1). Tous les points d'un objet qui se déplacent sur une sphère ont donc la même vitesse angulaire mais ils ont une vitesse linéaire différente qui dépend de leur distance à l'axe de rotation. Le points situés vers l'équateur se déplacent donc plus vite que les points situés vers les pôles car leur rayon de rotation est plus grand. Le déplacement de l'Afrique (2) en est est un exemple.
Image 2 (modifiée): SVT 1eS, Belin 2011 p. 115

Modèle de déplacement d'une plaque rigide sur une sphère de diamètre constant
La plaque A est en rotation par rapport à la plaque B. Dans un matériau rigide comme la lithosphère, les variations de vitesse (V4 > V3 > V2 > V1) provoquent des tensions à l'origine des failles transformantes parallèles entre elles et perpendiculaires à l'axe des dorsales.
Image (modifiée) : www.elements-geologie.net

● À la fin des années soixante, la géométrie des failles transformantes océaniques permet de proposer un modèle géométrique selon lequel la lithosphère est fracturée en plaques rigides qui se déplacent les unes par rapport aux autres sur une surface sphérique. C'est la théorie de la tectonique des plaques qui intègre et le met en cohérence l'ensemble des données disponibles :
- divergence au niveau des dorsales où se forme le lithosphère océanique ;
- décrochements au niveau des failles transformantes ;
- convergence au niveau des zones de subduction où la lithosphère océanique retourne dans le manteau dont elle est issue.

● Des alignements volcaniques, situés en domaine océanique ou continental et dont la position ne correspond pas à des frontières de plaques, sont la trace du déplacement de plaques lithosphériques au dessus d’un point chaud fixe situé dans le manteau. Le volcans le plus vieux se situe à l'extrémité du chaînon qui est la plus éloignée du point chaud, alors que le plus jeune se situe à sa verticale. La direction et la vitesse du déplacement d'une plaque tirées de l'étude des alignements volcaniques de points chauds sont conformes à celles déduites de l'étude du paléomagnétisme.

BILAN

● La théorie de la tectonique des plaques va bien au delà de celle de la dérive des continents car elle intègre les fonds océaniques qui représentent les deux tiers de la surface de la planète.

● Dans un cadre mobiliste, initié par Wegener au début du XXe siècle mais repris et précisé à partir des années 1950, elle fournit un cadre explicatif aux mouvements à grande échelle de la surface de la planète et à l'ensemble des phénomènes et structures géologiques (formation des montagnes, répartition et cause des tremblements de terre et du volcanisme, répartition des faunes et flores fossiles, des paléoclimats etc.). Enfin, elle montre comment les échanges d'énergie et de matière entre l'intérieur et l'extérieur de la planète sont la cause de tous ces phénomènes.