Limites des plaques lithosphériques
Limites des plaques lithosphériques
La surface de la Terre est découpée en un certain nombre de plaques : les plaques tectoniques (ou plaques lithosphériques), et ces plaques sont repérables car elles sont le lieu d’un intense volcanisme ainsi que de nombreux séismes. L’objectif de ce cours est de montrer qu’en plus de cette activité sismique et volcanique, aux limites des plaques, on repère un mouvement relatif des plaques les unes par rapport aux autres. Par satellite, notamment avec le système GPS, on peut mesurer ce déplacement des plaques.
On voit ici des flèches qui symbolisent le déplacement des plaques les unes par rapport aux autres et on remarque qu’on les a réalisées de trois couleurs différentes : en bleu, en jaune et en orange. On a ajouté des chiffres qui correspondent à la vitesse à laquelle les plaques se déplacent les unes par rapport aux autres. Cette vitesse est donnée en mm/an.
Des limites de plaques, peuvent être le lieu de trois types de mouvements des plaques les unes par rapport aux autres : des frontières de divergence, des frontières de convergence et des frontières de coulissage. Sur ce schéma, on a la représentation de différents blocs, de différents fragments de plaques lithosphériques, et on représenté les mouvements relatifs des plaques.
I. Les frontières de divergence
C’est par exemple le cas entre la plaque A et la plaque B sur le schéma. La frontière de divergence (en bleu) est une zone où les plaques s’éloignent les unes des autres, relativement. Et, quand deux plaques s’éloignent, il n’y a pas un vide que se crée entre-elles. Deux plaques s’éloignent parce que du matériel (le magma) remonte en surface et forme une nouvelle lithosphère. C’est le cas, par exemple, au niveau des dorsales et de la dorsale médio-atlantique.
II. Les frontières de convergence
Cette fois c’est l’inverse : les plaques se rapprochent les unes des autres (en jaune). C’est le cas par exemple des plaques B et C sur le schéma. Dans une zone de convergence, deux plaques s’affrontent, et l’une d’entre elles est susceptible de plonger sous l’autre. On parle alors de subduction lithosphérique. Il y a disparition d’une portion de lithosphère. Dans l’exemple donné, une partie de la lithosphère du bloc B disparaît en profondeur sous le bloc C.
III. Les frontières de coulissage
C’est le cas par exemple entre le bloc A et le bloc E (en orange) sur le schéma. Au niveau des frontières de coulissage, les plaques se déplacent horizontalement l’une par rapport à l’autre, sans s’éloigner, ni se rapprocher. Ce n’est donc pas une zone où de la lithosphère va disparaître par subduction sous une autre, non plus une zone où de la lithosphère est créée comme aux frontières de divergence, mais juste une zone de frottements. Ce sont des zones à forte sismicité et où les plaques se déplacent latéralement les unes par rapport aux autres.
IV. Exemples
Au niveau de l’Atlantique, on a une frontière de divergence au niveau de la dorsale médio-atlantique. Pour les frontières de convergence, il y a une zone au niveau de l’Ouest de l’Amérique du Sud, où la plaque de l’océan plonge sous la plaque continentale de l’Amérique du Sud. Au niveau des Caraïbes, il y a une zone de frontières de coulissage.
La limite profonde des plaques lithosphériques
Les plaques lithosphériques sont découpées en 12 morceaux à la surface du globe et ces morceaux sont délimités par l’activité sismique et volcanique mondiale. Ce sont des zones plus ou moins stables.
En profondeur, ce problème est cependant bien plus compliqué puisque pour délimiter la limite profonde des plaques lithosphériques, c’est-à-dire, jusqu’à quelle profondeur vont ces plaques, il nous faut trouver une solution car l’on n’est pas capable de creuser à plus de 10 kilomètres de profondeur.
Les chercheurs ont observé que lors d’un séisme, des ondes sismiques sont émises de part et d’autre du foyer, et ces ondes sismiques ont une vitesse qui varie en fonction de la composition des roches traversées. Par exemple, lorsque les roches traversées sont très rigides, la vitesse des ondes sismiques augmente. En revanche, lorsque les ondes sont moins rigides, la vitesse de propagation des ondes sismiques diminue.
On sait que les roches de la lithosphère sont très rigides, donc le niveau de propagation des ondes sismiques est très important. En revanche, pour l’asthénosphère, couche située en dessous de la lithosphère, les roches sont moins rigides, on devrait donc observer une vitesse de propagation des ondes sismiques moins importante.
En milieu continental, la frontière entre la lithosphère et l’asthénosphère se situe à 150 km de profondeur. En effet, à 150 km de profondeur, on observe une diminution très importante de la vitesse de propagation des ondes sismiques, expliqué par le changement de composition des roches entre les deux couches.
En milieu océanique, la limite entre lithosphère océanique et asthénosphère intervient plus tôt. On observe en effet une variation de la vitesse des ondes sismiques à 75 km de profondeur. Ainsi, la vitesse de propagation des ondes sismiques, d’environ 4,7 km/s, commence à diminuer à 75 km de profondeur pour atteindre environ 4 km/s à 200 km de profondeur.
On constate au départ une forte augmentation de la vitesse de propagation des ondes sismiques qui s’observe également en milieu continental et s’explique par l’augmentation brusque de la rigidité des roches.
Conclusion
La lithosphère a une profondeur comprise entre 75 et 150 km. On sait que les vitesses des ondes sismiques varient en fonction du milieu traversé : si la vitesse augmente, c’est que la rigidité des roches augmente et si la vitesse diminue c’est que la rigidité des roche diminue. Le vitesse des ondes sismiques est donc proportionnelle à la rigidité des roches. Ainsi, lorsqu’on constate une diminution de la vitesse, c’est qu’on passe de la lithosphère à l’asthénosphère.
La collision continentale : exemple de la chaîne himalayenne
I. Localisation des séismes
La chaîne himalayenne se trouve entre l’Inde et la Chine. Elle ressemble à une cicatrice dans le paysage. Elle abrite le plus haut sommet du monde : l’Everest qui culmine à 8 848 mètres.
On constate qu’il y a une répartition préférentielle des séismes le long de cette chaîne. Il y a tous les jours des séismes, mais ils ne provoquent pas forcément des dégâts matériels et humains colossaux. Le dernier séisme ayant eu des conséquences graves est celui d’avril 2015 au Népal. S’en est suivi deux autres séismes importants, entraînant des destructions dans les villes de Pokhara et Katmandou. Ces séismes correspondent à une activité particulière de la région : une convergence entre deux plaques lithosphériques. Par la convergence de ces deux plaques, il y a, par endroits, une accumulation d’énergie et lorsque cette énergie est relâchée dans le sol, c’est ce que l’on appelle un séisme ou un tremblement de terre.
II. Des indices GPS
Le GPS permet de se géolocaliser, c’est-à-dire de localiser précisément où se trouve le GPS sur Terre. Les géologues utilisent les GPS. Ils vont les placer de part et d’autre des montagnes, et mesurer les mouvements éventuels relatifs des plaques lithosphériques. On observe qu’entre la plaque indienne et la plaque eurasiatique, il y a un mouvement d’environ 4 cm par an. C’est une vitesse invisible à l’œil nu, mais ces déplacements sont constatés à l’échelle des temps géologiques. Ces déplacements sont à l’origine des séismes.
III. Reconstitution de la formation de la chaîne
L’histoire de la chaîne remonte à 100 millions d’années. Ces mouvements de convergence vont faire s’avancer la plaque indienne et la plaque eurasiatique l’une contre l’autre. Le continent indien va se déplacer avec la plaque.
Cette convergence entraîne le chevauchement et la subduction des plaques, c’est-à-dire le passage sous la plaque eurasiatique. Cela entraîne alors du volcanisme et des séismes, comme à d’autres endroits du monde.
Il y a 40 millions d’années, il y a eu une collision entre les deux continents, c’est-à-dire un choc à vitesse faible, d’environ 15 cm par an. Cette collision entraîne un épaississement de la croûte continentale et donc la formation de la chaîne de montagnes.
Les roches s’épaississent au niveau supérieur, c’est pour cela que les montagnes ont un relief positif mais aussi au niveau inférieur, la plaque de la croûte continentale est très épaisse, on parle de racine crustale.
Conclusion
Entre la plaque indienne et la plaque eurasienne, il y a donc eu fermeture d’un océan puis collision entre ces deux continents, ce qui entraîne les différentes activités géologiques que l’on connaît de nos jours dans la région.
Ouverture d'un océan : exemple du rift est-africain
I. Une activité sismique et volcanique
Au niveau géographique, on voit sur la première carte une répartition des volcans, préférentiellement répartis selon un axe qui correspond à celui du rift. Parmi ces volcans, il y a le volcan Erta Ale qui est un volcan effusif. Si on s’intéresse à la répartition des séismes, on voit également qu’il y a une répartition préférentielle selon l’axe du rift.
II. Une rupture de la croûte continentale
Un rift est une cassure dans la croûte continentale due à un mouvement d’extension. Ce mouvement est provoqué par la remontée de matériel rocheux qui se trouve sous les plaques lithosphériques. Cette roche, qui correspond à l’asthénosphère (des roches plutôt molles), va remonter, entraînant un écartement, une rupture de la croûte continentale et une fusion de certaines roches créant un magmatisme.
Le magmatisme est la présence de volcans, que l’on retrouve le long de ce rift. En plus de cela, cette extension va créer des fractures et les jeux géologiques de failles qui vont coulisser l’une par rapport à l’autre vont entraîner des séismes. Effectivement, l’énergie retenue est relâchée lors de cette extension.
III. La formation d’un océan
Si on se projette dans le futur, on peut retrouver le phénomène actuellement présent en Mer Rouge qui est la continuité des événements précédents. L’extension de la roche s’est poursuivie. Au centre, où l’on avait une dépression, s’est formé un océan.
Au centre de cet océan, l’asthénosphère remonte davantage qu’auparavant. Il y a également une activité volcanique sous-marine mise en place de manière beaucoup plus régulière selon une ligne d’activité volcanique. Cette ligne de volcans sous-marins s’appelle une dorsale.
Selon les dorsales, il y a une activité volcanique plus ou moins importante. Si l’on poursuit ce schéma dans le temps, au cours des millions d’années, cela peut très bien donner le cas de l’Océan Atlantique, avec au centre, un océan beaucoup plus grand, et de chaque côté un continent : le continent américain d’un côté et les continents européen et africain de l’autre.
Conclusion
Ces mouvements d’extension vont former de la nouvelle plaque lithosphérique au niveau des dorsales. On pourra compléter ce modèle par la disparition des plaques lithosphériques, correspondant aux zones de subduction.