Les séismes : de l'activité interne à la connaissance de la structure du globe...

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concepts, formulations par cycle, expériences, annexes: vocabulaire, tectonique des plaques

Sources: Enseigner la géologie, collège-lycée, Nathan, 1992; Dictionnaire de géologie, A. Foucault et J.F. Raoult, Masson, 1992;

L'étude des séismes présente deux aspects : d'une part manifestation de l'activité interne du globe, d'autre part outil de compréhension de le structure du globe. L'analyse des enregistrements sismiques n'est pas accessible à un élève du primaire sauf investissement très particulier de l'enseignant au sein d'un projet spécifique. C'est donc dans le cadre général de l'activité du globe dont la sismicité et le volcanisme sont les deux principaux aspects que l'on peut étudier le modèle actuel de l'activité du globe ou modèle géodynamique global, héritier de la théorie de la tectonique des plaques.

1. Concepts

Qu'est-ce qu'un séisme ?

Un séisme est un mouvement brusque de la surface terrestre. Séisme a pour synonyme "tremblement de terre".

D'une façon plus physique un séisme est le relâchement brusque d'une contrainte.
Pour les enseignants: un article à ne pas manquer: "Séismes : avant la secousse", Michel Campillo et Ioan Ionescu, La Recherche, 363, avril 2003, p 53-58 (et site www.larecherche.fr); les auteurs y présentent un petit modèle analogique réalisable en classe (pour l'enseignement secondaire).


Un petit modèle analogique pour montrer comment un contrainte (ici le frottement, s'il est suffisamment important, ce qui est le cas de la courbe de gauche) s'accumule (la contrainte est visualisée ici par l'allongement du ressort) et est brusquement libérée par un déplacement (qui se fait par saccade si l'on continue le glissement) , comme dans le cas du séisme. C'est un modèle qui a l'avantage d'être proche des outils utilisés par les géophysiciens pour modéliser ce qui se passe avant le séisme dans la roche.
(schéma d'après "Séismes : avant la secousse", Michel Campillo et Ioan Ionescu, La Recherche, 363, avril 2003, p 56-57, fig 2)

Le déplacement lors d'un séisme peut être mesuré par un appareil simple : le sismographe qui enregistre dans les trois dimensions de l'espace (vertical et les deux directions du plan horizontal) le déplacement du sol par rapport à une masse très lourde qui reste presque immobile du fait de son inertie. Les déplacements observés sont périodiques et sont qualifiés d'ondes sismiques. Pour les grands tremblements de terre il y a plusieurs secousses qui se suivent (répliques) qui correspondent à la réflexion des ondes sismiques sur des structures géologiques (failles, couches sédimentaires de composition très différentes proquant un changement de vitesse ...).
Sur les enregistrements (sismogrammes) on distingue plusieurs types d'ondes:

ordre d'arrivée à la station
types d'ondes
propagation et interprétation
ondes P (premières)

ondes de compression
responsables du grondement sourd entendu au début du tremblement de terre

ondes se propageant en profondeur: selon les discontinuités et les différents milieux rencontrés, leur vitesse varie (elle diminue lorsque la distance parcourue augmente)
ondes S (secondes)

ondes de cisaillement (polarisées dans un plan perpendiculaire au déplacement de l'onde)

ondes SV polarisées verticalement

ondes SH polarisées horizontalement = ondes LOVE (L)

ondes de surface: leur vitesse est constante car elles ne se propagent que dans un seul type de milieu, la couche superficielle de la croûte qui est homogène vis-à-vis de la déformation sismique
ondes de Rayleigh

ondes rotationnelles

les ondes L ont une vitesse constante et sont donc caractéristiques d'un milieu "homogène" (vis-à-vis de leur propagation); alors que les ondes P et S ont des vitesses qui augmentent avec les distances parcourues, elles ne circulent donc pas dans le même milieu "homogène" que les ondes L


Deux sismogrammes (enregistrements sisimiques)
Je n'ai pas trouvé les échelles d'amplitude mais l'amplitude des signaux de 1 est nettement plus grande que celle de 2
(d'après Dercourt et Paquet, Dunod, 1992 et Bordas, 1èreS, 1988)

  1. - l'épicentre est situé à quelques centaines à un millier de kilomètres tout au plus, on observe un signal de forte amplitude avec un seul train (ou série) d'ondes P et S puis les ondes de Rayleigh qui viennent se superposer aux ondes S. L'interprétation est assez facile. C'est le seul type d'enregistrement qui devrait être donné au concours.
  2. - l'épicentre est situé à plusieurs milliers de kilomètres de la station d'enregistrement. On a non seulement des trains d'ondes P et S mais aussi pour chacun des répliques, c'est-à-dire des réflexions des ondes sur des surfaces de discontinuité sismique; on a ainsi des ondes PP, c'est le même événement cassant qui a provoqué cette onde PP et le premier train d'onde P mais l'onde PP est réfléchie sur une surface. Les ondes SP sont des superpositions des deux ondes. L'interprétation, complexe ne devrait pas être demandée au concours.

Comment mesure - t - on l'importance d'un séisme ?

Il existe deux échelles de gravité pour les tremblements de terre :

Remarque:
l'Académie Française recommande pour tous les noms dérivés de séisme l'utilisation de la racine sis- (sismique, sismologie, sismographe) et non séis-.

Qu'est-ce qui cause un séisme ?

* La cause la plus accessible est la description physique du phénomène (au sens de modèle externe, voir modèles pour une discussion sur ce terme): le séisme est un MOUVEMENT, où se trouve son origine ?
En termes savants le séisme est causé par le relâchement d'une contrainte (résultant des forces exercées sur une unité de surface élémentaire d'un solide; la contrainte à la même dimension qu'une pression) accumulée en profondeur (de 10 km à 700 km selon les zones; un foyer à 20 km est peu profond, à 70 km est habituel; à plus de 300 km est profond)) et libérée par un déplacement de matière (ondes sismiques) qui peuvent donner lieu à des ruptures (failles) qui atteignent parfois la surface. Le point initial de libération de la contrainte est appelé le foyer (hypocentre) du séisme et sa projection à la surface de la terre est l'épicentre.
Toujours avec des termes précis l'ensemble des contraintes qui s'exercent sur un solide tend à le déformer. Sans entrer dans des mesures précises (voir le chapitre 2: les déformations, objets de la tectonique, p 60 dans l'ouvrage cité en début de page et l'annexe ci-dessous) on peut séparer les déformations selon deux critères :

En termes courants, le séisme est un mouvement interne d'origine profonde (10 à 700 km) qui se traduit en surface par un déplacement du sol plus ou moins fort selon l'intensité du séisme et qui peut aller jusqu'à la rupture des roches superficielles et à l'apparition d'une faille.
Une faille (de l'ancien français faillir = manquer, car, après une faille, le mineur ne retrouve plus le filon ou la couche qu'il exploitait) est un mouvement cassant (déformation discontinue) à l'échelle du terrain.

* Mais cette définition laisse sur sa faim le naturaliste-géologue qui recherche un modèle interne (pour une discussion de ce terme voir modèles): une explication à la fois mécanique (à l'échelle de la couche géologique, de la faille) et structurale globale (à l'échelle de la terre) de la déformation: pourquoi le séisme est-il né à tel endroit, avec telles caractéristiques..? Qu'est-ce qui cause le mouvement ? Quel est le moteur ?
C'est un domaine où les recherches ne font que commencer, notamment pour améliorer la prévision sismique. La géodynamique globale, héritière de la tectonique des plaques est une première réponse.

La répartition mondiale des séismes

On distingue de grandes surfaces asismiques (sans séismes, du moins sans séismes de grande ampleur car si l'on tient compte de tous les petits séismes il n'y a quasiment aucune zone asismique) appelées plaques séparées par des zones sismiques ou frontières de plaques, bandes étroites de quelques centaines de km de large qui recouvrent :

Ces trois types de mouvement relatif entre plaques peuvent se retrouver simultanément ou se superposer à des époques différentes dans une structure géologique comme une chaîne de montagne ce qui rend bien sûr les interprétations plus difficile.

Une application: la sismicité en France


Carte simplifiée de la sismicité maximale en France (métropolitaine) (d'après Encyclopedia Universalis)
Les chiffres romains indiquant l'intensité maximale (dite généralisée) des séismes (degrés de l'échelle MSK) observés sur la plus longue période de temps possible.

Dans le cadre d'une analyse assez superficielle on peut mettre en relation:
- les différentes zones asismiques avec les bassins sédimentaires les plus récents c'est-à-dire tertaires (bassin Parisien et aquitain) ou des massifs anciens ayant subi peu de remaniements à l'ère tertaire (bande WE armoricaine et couloir à l'W du Rhône)
- et les zones sismiques avec les grands accidents cassants (failles) intervenus lors de l'histoire géologique de la France à l'ère tertaire à l'occasion de la formation de la chaîne alpine (chaîne principalement de collision) et pyrénéenne (chaîne principalement de coulissage); d'autres zones sismiques, comme la bande sud et nord armoricaine et les Limagnes correspondent à des accidents plus anciens (zones de subduction, de collision et de coulissage à l'ère primaire) ayant rejoué à l'ère tertaire.
La sismicité actuelle de la France est donc interprétée dans le cadre d'une géodynamique globale comme les conséquences de l'histoire tectonique de notre région mais cette histoire possède des épisodes complexes, superposés, inaccessibles au primaire.

2. formulation

La géologie demande beaucoup de travail et on dit facilement des bêtises. Je ne suis pas certain qu'il faille essayer de développer autrement que sous forme d'une approche de type "conférence" les modèles liés à la tectonique des plaques. Il est certain que les approches par projet avec la réalisation de maquettes, d'expériences et de montages divers sont par contre très riches si l'on reste bien conscient que l'on est pas dans le champ expérimental (au sens strict de méthode expérimentale) mais dans le domaine du modèle. Mon côté géologue me fait dire que l'on devrait plutôt leur faire toucher des cailloux, leur montrer sur le terrain des volcans, des plis, des failles, et leur présenter les modèles ensuite. Mais pourtant le travail sur de la confiture, du beurre ou de la pâte à modeler est réellement efficace. Je pense donc qu'il faut faire les deux, de façon indissociable.
Présenter la répartition mondiale du volcanisme et de l'activité sismique actuels est l'occasion rêvée de montrer comment s'est forgée la théorie actuelle de la tectonique des plaques.

cycle 3

Un séisme est un tremblement de terre.
On évalue l'énergie libérée par les séismes grâce à des sismographes qui enregistrent le déplacement de la surface du sol lors des séismes. L'échelle des énergies ou magnitudes est l'échelle de Richter. On la complète par l'échelle MKS qui chiffre en 12 degrés l'intensité perçue par les témoins et les dégâts causés aux installations humaines et aux paysages.
En surface le séisme se traduit par un déplacement du sol qui peut aller jusqu'à la rupture des roches superficielles et à l'apparition d'une faille (mouvement avec cassure des terrains).

Les séismes sont dues à une libération brusque d'énergie accumulée en profondeur (comme un ressort comprimé longtemps qui se détendrait brusquement) entre 10 et 700 km de profondeur dans la croûte ou le manteau terrestre.

Les séismes mondiaux de grande magnitude sont répartis selon des bandes étroites qui délimitent des zones "asismiques" (avec uniquement des séismes de très faible magnitude) qui sont appelées plaques. Les frontières entre plaques, fortement sismiques présentent aussi un volcanisme important.

Ces données sont interprétées actuellement dans le cadre de la "tectonique des plaques". Chaque grande plaque est constituées de la partie de la couche superficielle du globe (une centaine de kilomètres d'épaisseur) appelée lithosphère qui repose sur l'asthénosphère au niveau d'une zone toujours solide (comme tout le globe terrestre à part le noyau externe) mais où les magmas seraient plus nombreux. Les plaques lithosphériques se déplacent les unes par rapport aux autres et que c'est aux frontières entre plaques que se forment la plupart des séismes et volcans. Les grandes plaques contiennent à la fois des parties d'océans et de continents, mais il existe de plus petites plaques uniquement océaniques. Deux plaques peuvent s'écarter l'une de l'autre (zone de divergence) et former des fossés (rifts) au niveau des mers (rifts océaniques des dorsales qui sont les montagnes que l'on trouve dans les grands océans) ou au niveau des continents (fossé rhénan, limagnes et surtout rift africain) (voir par exemple les modèles dans le corrigé du sujet de CRPE de x? 1999). Deux plaques peuvent aussi se rapprocher l'une de l'autre (zones de convergence): au niveau des zones de subduction la partie océanique d'une plaque s'enfonce sous une autre plaque (et peut former une chaîne de montagne volcanique comme les Andes: voir par exemple le corrigé du sujet de Toulouse 99); au niveau des zones de coulissage, de grandes failles font s'affronter deux plaques continentales (et peuvent aussi former une chaîne de montagne comme au niveau des Pyrénées) ; au niveau des zones de collision les deux parties continentales de deux plaques s'affrontent en formant des chaînes de montagnes comme l'Himalaya ou les Alpes.

3. expériences

Pour que les élèves s'approprient des concepts pas toujours évidents de physique des solides ou des liquides nécessaires à la compréhension de la géologie il est certain que l'utilisation (modérée) d'expériences est efficace. Cependant ces expériences sont interprétées dans le cadre assez fermé du concept étudié : ce qui les fait qualifier d'expériences ou plutôt de modèles "analogiques". A mon avis le terme "d'analogique" est inutile. Il est clair que si l'on utilise de la confiture de framboise pour modéliser de la lave, on est bien en présence d'un modèle. Le concept de volcan que l'on a, qui décrit la réalité telle que les scientifiques la perçoivent actuellement, est présenté, comme de nombreux concepts de géologie, sous la forme de modèle. Le modèle est tout à fait similaire (homologue) à la théorie (ensemble de lois) pour les concepts sur les êtres vivants (voir pages sur la méthode expérimentale et la remarque dans la page sur les volcans). Voici une sélection d'expériences empruntée à un collègue de SVT et j'espère que vous pourrez en proposer d'autres... n'étant pas spécialiste, il est probable que mes explications soient parfois un peu inexactes et je suis prêt à corriger.

a - comportement ductile - comportement cassant des spaghettis

Expériences
Concepts abordés - interprétation

on étire à froid un spaghetti : il casse

le comportement ductile est possible pour un solide. A chaud (et surtout à haute pression) et donc en profondeur un solide qui a un comportement cassant en surface peut avoir un comportement ductile sans cesser d'être solide.

Pour les roches la déformation est très lente (quelques centimètres par an au maximum). Le comportement cassant intervient brusquement (rupture).

on plie à froid un spaghetti : après s'être déformé selon un arc de cercle de grand rayon il casse brusquement

on étire à chaud (flamme située en dessous) le spaghetti : il s'allonge de quelques millimètres puis casse

on plie à chaud le spaghetti (flamme toujours placée en dessous) : la déformation est plus importante qu'à froid (rayon de courbure plus petit) puis la cassure intervient.

b - la libération brusque d'une contrainte : passage brutal du comportement ductile d'un gobelet plastique à un comportement cassant

Expériences
Concepts abordés - interprétation

une planche assez lourde repose horizontalement d'un côté sur un gobelet de plastique posé sur la tranche et de l'autre sur un support métallique rigide. On peut placer des boites d'allumettes et autres Légos figurant une ville sur la planche... au bout d'un certain temps le gobelet plie puis casse brusquement

le passage du comportement ductile au comportement cassant est brusque. La rupture du gobelet correspond à l'épisode sismique avec déplacement.

c - comportement ductile et cassant de la pâte à modeler

Expériences
Concepts abordés - interprétation

des couches régulières successives de pâte à modeler sont empilées pour former un parallélépipède rectangle. On étire simultanément les deux côtés jusqu'à la rupture.

le passage du comportement ductile (étirement) au comportement cassant est brusque. On peut visualiser des déformations de couches de pâte à modeler qui peuvent simuler de très loin le comportement de couches de roches sédimentaires.... le plan plus ou moins régulier de rupture visualise une "faille"

d - "visualisation" d'ondes

Expériences
Concepts abordés - interprétation

un cristallisoir (le plus grand diamètre possible) avec un fond de 1 cm d'eau est placé sur le rétroprojecteur. On fait tomber une bille au centre. Les ondes concentriques sont visibles bien qu'un peu rapides. L'utilisation d'une caméra vidéo et d'un ralenti permet de voir le premier train d'ondes puis les répliques dues aux réflexions sur les bords du cristallisoir

ondes périodiques mais la transposition n'est pas facilement faite avec des roches de surface.

on place des boites d'allumettes et autres légos sur le coin d'une table. On frappe brutalement du point du côté opposé à plat sur la table. Les édifices s'effondrent.

Si on dispose les "édifices" sur toute la surface d'une grande plaque homogène et que l'on frappe un coup sec de marteau au centre, on peut peut-être visualiser des chutes d'autant plus marquées que l'oin s'éloigne du lieu du choc (ondes concentriques)

la propagation de l'onde est intuitive mais non visualisée.

Annexe 1: vocabulaire

* dur et mou : la dureté est la résistance d'un matériau à la destruction mécanique de sa structure (usure): dans l'échelle de Mohs on utilise 10 minéraux tests; un minéral étant plus dur qu'un autre s'il raye ce dernier: 10:diamant, 9:corindon, 8:topaze, 7:quartz,(le verre se place ici), 6:orthose (la lame métallique d'un couteau se place ici), 5:apatite, 4:fluorine, 3:calcite (l'ongle se place ici), 2:gypse,1:talc. La dureté s'applique donc à une solide. La molesse ne correspond pas à une notion physique précise. On utilise les termes de souple, élastique ou ductile (voir plus bas). La dureté est une grandeur "positive", elle n'a pas d'opposé au sens courant. En physique l'opposé de "dur" (forte résistance) n'est pas "mou" mais "peu dur" (faible résistance). Si l'on veut mesurer le degré de non résistance il faut plutôt parler d'incohérence ou de faible cohésion:
* cohérence, incohérence: la cohérence fait référence soit à l'imbrication de divers élements dans un ensemble soit à l'unité et à l'harmonie d'un ensemble, l'incohérence étant la séparation ou l'inharmonie de ces éléments. On utilise ce terme à l'échelle d'une roche (le sable est une roche peu cohérente sauf s'il est induré, l'argile est très cohérente ainsi que le calcaire) ou d'une couche (en tectonique notamment). A l'échelle d'un corps il est de loin préférable de parler de cohésion qui désigne la réunion d'éléments (notamment les forces de cohésion qui décrivent les interactions entre atomes au sein d'un corps). Lorsque l'on passe d'un solide à un liquide ou à un gaz, les forces de cohésion sont modifiées.
* solide, liquide, gazeux: font référence à des états de la matière. Un même corps peut se trouver selon différents états suivant les conditions de pression et de température. L'eau sur terre se touve notamment à l'état de glace (solide), d'eau liquide ou de gaz (vapeur d'eau). Selon les états la cohésion du corps change.
* souple et rigide : la souplesse fait référence à la facilité à plier une structure et s'oppose à la rigidité qui désigne la résistance à la pliure. On utilise ce terme à l'échelle de la roche, en laboratoire (et à l'air libre) c'est à dire dans des conditions de température et de pression de la surface: une argile humide est souple alors qu'un calcaire est rigide. Mais DANS LA NATURE et en place, les roches sont soumises à des pressions et des températures tout à fait différentes et on parle alors plutôt de comportement ductile et cassant:
* ductile et cassant: un matériau ductile peut être étiré sans se rompre, c'est la ductilité; à l'opposé, un matériau cassant se rompt losqu'on l'étire, c'est la fragilité. Ces termes font référence aux mécanismes élémentaires de la déformation (à l'échelle des composants de la roche: atomes, minéraux). Il faut vraiment les employer dans le contexte géologique quand on analyse la déformation d'un matériau en place ou en laboratoire.
* plastique et élastique: la plasticité désigne la capacité d'un matériau à se déformer sous l'effet d'une contrainte et à conserver sa déformation une fois la contrainte supprimée. L'élasticité désigne la capacité d'un matériau déformé à retrouver sa forme initiale et s'oppose en cela à la plasticité. Une roche plastique n'est pas élastique car la déformation est permanente. Ces deux termes très généraux désignent un comportement de matériau (qui peut être observé à différentes échelles) et non des mécanismes précis de déformation. Un matériau plastique peut être déformé par déformation ductile ou cassante. Il ne faut pas dire que plastique s'oppose à cassant ou que plastique est synonyme de ductile. En fait tout matériau, à une température et une pression suffisamment élevées est déformable, plastiquement ou élastiquement. Je renvoie au cours ci-dessus qui me semblent être suffisantes pour fixer le vocabulaire (paragraphe: qu'est-ce qui cause un séisme ?). Pour un liquide le comportement rhéologique est mesuré par la viscosité et il n'y a pas de domaine élastique (toute contrainte, même faible, provoque une déformation permanente). On a cependant un "seuil d'élasticité" qui correspond à une vitesse de déformation telle qu'il y a rupture de la cohésion du liquide.

Annexe 2: quelques données plus ou moins récentes sur la tectonique des plaques en quelques schémas expliqués:

Liminaire: je ne fais pas ici œuvre de géologue ni de naturaliste. Je sais que ce qui compte ce sont les cailloux (qu'on aille les chercher en haut des montagnes ou au fond des océans: un livre: Ce que disent les pierres, Maurice Mattauer, Belin-Pour La Science) mais connaître les modèles en cours actuellement est une obligation pour l'enseignant, même si certains ne sont issus que de calculs et d'expériences de laboratoire à toute autre échelle que celle du globe (voir encore une fois la remarque sur les modèles dans la page sr les volcans). Mes études sont déjà lointaines et les modèles changent vite. J'ai fait des choix qui sont bien sûr discutables mais que j'espère sans trop d'erreurs (qui me paraissent pourtant inévitables). Je n'ai aucune prétention à présenter le seul modèle valable.


(modèles 1 et 2 d'après J. Dercourt et J. Paquet, Géologie, objets et méthodes, Dunod, 1992, p 104 et 193;
modèle 3 d'après M. Mattauer, sismologie et tectonique, Pour La Science, 265, novembre 1999, p 30)

On est encore au stade de l'exploration des fonds océaniques il ne faut pas oublier que forer sous 2000 m d'eau n'est pas une mince affaire; les modèles présentés ici sont DES MODÈLES:
* le modèle 1 est un modèle interprétatif de la structure d'une ride océanique construit à partir d'extrapolations des observations effectuées dans des nappes de type ophiolitiques (les ophiolites sont des complexes de roches basiques interprétées comme des morceaux de croûte océanique obductées c'est-à-dire poussées et charriées à la surface d'un continent et donc préservées de la disparition dans l'asthénosphère puis la mésophère); à la base du schéma on trouvce de la péridotite foliée du manteau supérieur d'où est issu un magma basaltique. Ce magma est tholéitique au toit de la chambre et donne naissance par injection à des dykes (filons verticaux) de basaltes tholéitiques et microgabbros (les cristaux sont de plus petite taille que dans un gabbro). Sur les côtés de la chambre on observe une cristallisation sur paroi froide d'un magma alcalin qui donne des cumulats de gabbros et diorites dans la partie supérieure et des cumulats ultrabasiques (harzburgite) dans la partie inférieure. L'arrivée de nouveau magma en provenance du manteau se fait par la base de la chambre. La profondeur maximale de la chambre magmatique estimée à partir des associations minéralogiques des basaltes et cumulats est de 25 km. La croûte océanique est métamorphisée dès sa formation. Les rares forages effectués dans la couche de basalte et de gabbros ont mis à jour des rioches serpentinisées (les pyroxènes et l'olivine sont métamorphisés en serpentine). On pense que la croûte est métamorphisée dans le faciès zéolite (faible pression, faible température) alors que le manteau supérieur atteint le faciès schistes verts (moyenne pression, moyenne température).
* le modèle 2 est un modèle faisant le lien entre le modèle "de terrain" précédent, issues des ophiolites et le modèle sismique; les péridotites de l'asthénosphère (en rouge) sont foliées du fait des contraintes et mouvements auxquelles elles sont soumises (la foliation est une disposition des minéraux en feuillets acquise dans le cas de métamorphisme assez fort) et c'est en leur sein que naît le magma basaltique (une fusion partielle de l'ordre de 30% est probable) qui monte vers la surface à la faveur de failles jusque dans la chambre magmatique supérieure qui est à moins de 25 km en dessous du fond de l'océan. Latéralement par rapport à l'axe de la dorsale, le manteau supérieur est formé de péridotites foliées et plissées qui atteignent le faciès schistes verts du métamorphisme (moyenne pression et moyenne température).
* le modèle 3 est beaucoup plus récent et tient compte de l'analyse de plus en plus fine des très nombreux séismes enregistrés à la surface de la terre et permettant de connaître de façon indirecte les caractéristiques physico-chimiques du manteau (on parle de tomographie sismique par analogie avec la tomographie X ou scanner, utilisé en biologie); les premiers résultats concernant le manteau situé sous le continent américain ont été publiés par S. Grandt et son équipe du Texas en 1997 suivis en 1998 par les résultats portant sur le manteau situé sous la chaîne himalayenne (plus de 82.000 séismes ayant eu lieu entre 1964 et 1995 ont été analysés) par Harmen Bijwaard et son équipe d'Utrecht. Au niveau des dorsales l'hypothèse d'un panache ascendant ou tout au moins de bulles d'origine profonde est beaucoup plus ancienne que pour les zones de subduction et de continents (voir ci-dessous). Mais c'est récemment que l'on a présenté de façon systématique des courants mantelliques qui viennent s'ajouter aux courants asthénosphériques qui tous les deux perturbent les mouvements des plaques dont le moteur principal reste leur propre gravité.


(D'après M. Mattauer, Pour la Science, dossier hors série: Juin 1995, L'écorce terrestre, La tectonique des plaques et les montagnes, p 56-62 et Sismique et tectonique, Pour la Science, 265, novembre 1999, 28-31 et La sculpture des reliefs terrestres, Michael Gurnis, Pour La Science, 283, mai 2001, 44-51)

Sur le modèle à l'échelle du globe, les mouvements mantelliques proposés pour l'interprétation des données de la tomographie sismique (voir ci-dessus) s'ajoutent aux mouvements de convection asthénosphériques. Ces modèles sont des extrapolations des données qui ne couvrent pas toutes les marges mondiales.
* à gauche, la subduction de la plaque océanique pacifique se prolonge sous le continent sud-américain et une plaque froide (lithosphère en noir) plonge vers le noyau accompagnée d'une zone épaisse du manteau supérieur (en violet). A la base du manteau inférieur des masses énormes froides (en bleu) sont interprétées comme des "cimetières" de plaques océaniques.
Au-dessus est représenté, extrêmement schématiquement, une interprétation moderne de la chaîne andine (des Andes): à la subduction océanique (phase 1) font suite des subductions continentales (dans la zone de croûte amincie en arrière à la zone de subduction océanique, une partie de la plaque continentale plonge à sous tour sous une autre partie de la plaque continentale, ce que Maurice Mattauer a nommé: subduction continentale). Ce mécanisme a été proposé pour la première fois pour la chaîne himalayenne et conforté par les résultats de la tomographie sismique. Ce modèle découle d'une idée nouvelle en géologie selon laquelle la convergence ne s'arrête pas lors d'une collision (à l'inverse d'une obduction) puisqu'elle peut se continuer par une subduction continentale. Cette idée va aussi contre une idée dominante de la tectonique des plaques antérieure selon laquelle les plaques légères ne peuvent pas s'enfoncer dans l'asthénosphère.
* à droite, est tout d'abord représenté le super panache (c'est une masse mantellique plus chaude dont l'origine est aussi située à la base du manteau, en rouge) que l'on pense avoir détecté sous le contient africain et qui serait responsable du soulèvement de celui-ci; ensuite la dorsale indienne avec son panache plus modeste, peut-être issu du super panache voisin; et enfin le continent asiatique coupé grossièrement selon un axe N-S et présentant la chaîne himalayenne et ses morceaux de plaque lithosphérique accompagnée de manteau supérieur froid qui semblent gagner la base du manteau inférieur. Au-dessus un modèle très schématique de la chaîne himalayenne reprend cette idée de subduction océanique (phase 1) suivie par une collision en phase 2 (la composante de coulissage n'est pas représentée mais est extrêmement importante dans cette chaîne) puis par une subduction continentale (en phase 3) au niveau d'une zone de croûte continentale amincie.
Il est à noter que cette "nouvelle" tectonique s'applique aux roches continentales et aux océans actuels mais que dans le passé, on observe d'une part des roches (ceintures vertes précambriennes par exemple) qu'on ne sait expliquer que par des taux de fusion du manteau supérieurs à 40%, et que, d'autre part, étant donné que les océans subductés qui ont donné naissance aux roches continentales anciennes ne sont plus accessibles, la reconstitution des mécanismes est pour le moins délicate. La tectonique des plaques est une théorie qui devient explicative à partir de l'ère primaire tout au plus, ce qui ne constitue pas la majeure partie de l'histoire de la terre, pour ce que l'on en sait.

Plus récemment encore les mouvements mantelliques ont été étudiés dans leur composante horizontale (transferts latéraux de part et d'autre d'une zone de subduction ou de collision). Mais cette nouvelle tectonique "sous les plaques" en est encore à ses balbutiements (voir l'article de Maurice Mattauer, "La tectonique sous les plaques", Pour la Science, 295, mai 2002, p 70-75). M. Mattauer propose par exemple, à l'échelle des continents, de faire découler de la subduction de la plaque pacifique-est sous le continent de l'amérique du sud, la formation, au nord de l'arc insulaire des antilles, et au sud de la nouvelle écosse; le manteau supérieur, s'écoulant latéralement et horizontalement le long du plan de subduction.

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