Plaques tectoniques et tectonique des plaques

Avec le concours d'Yves Lagabrielle

La tectonique des plaques

La tectonique des plaques a été formalisée dans les années 1970, bien après que Wegener ait, en 1912, démontré à l’aide d’excellents arguments la mobilité des continents (la notion de plaques lithosphériques était inconnue). La théorie unificatrice de la tectonique des plaques a été sans cesse confortée par les observations géophysiques et géologiques de la fin du XXième siècle et du début du XXIième siècle, notamment par la tomographie sismique qui a montré la concordance des zones chaudes et froides du manteau supérieur avec les dorsales océaniques et les zones de subduction (respectivement) ; puis par les données GPS qui ont révélé que les mouvements actuels des plaques lithosphériques sont tout à fait comparables à ceux déduits d’une approche cinématique par les anomalies magnétiques : discipline reine de la tectonique des plaques. La géologie a confirmé également la rigidité des plaques tectoniques à l'échelle globale, leur déformation étant concentrées à leur bordure, même si dans le détail des zones de collision, il faut bien admettre une déformabilité importante de ces plaques rigides dans leur ensemble.

Les plaques tectoniques



L'enveloppe de la Terre la plus externe, la lithosphère épaisse de 200 à 300 km sous les vieux continents et de 60 à 80 km sous les grands océans est découpée en une douzaine de plaques tectoniques dont les mouvements sont tous différents.

La lithosphère est à la fois rigide est cassante, elle peut ployer, mais si les contraintes qui lui sont appliquées dépassent sa résistance, elle cède brutalement. Se produisent alors les séismes. Ce comportement rigide et cassant s’oppose à celui de l’asthénosphère sous-jacente plus plastique. Cette dernière, dont la température dépasse 1200°C, est capable de fluer et de s’écouler très lentement à des vitesses de l’ordre du cm/an. La lithosphère est ainsi découplée de l’asthénosphère sur laquelle les plaques semblent glisser.

Les frontières de plaque

Les plaques lithosphériques sont délimitées par trois types de frontières, sièges de mouvements soit  en divergence (écartement des plaques), soit  en convergence (rapprochement des plaques), soit en coulissage. Ces différentes frontières permettent d'accommoder le mouvement des plaques qui glissent sur l’asthénosphère.

  • Les dorsales océaniques correspondent aux frontières divergentes. Il s’y fabrique la nouvelle lithosphère océanique par remontée du manteau supérieur depuis les profondeurs ; une partie fond à l'approche de la surface pour donner lieu à des magmas basaltiques qui construisent la croûte océanique en profondeur et à des épanchements volcaniques sous marins.
  • Les zones de subduction et les chaînes de montagne de collision correspondent aux frontières convergentes. La lithosphère océanique est entraînée vers l'intérieur de la Terre le long de grandes fosses océaniques. Cette subduction s’accompagne de violents séismes et de l'édification de volcans aux éruptions explosives. Dans certaines régions, des chaînes de montagnes naissent de la subduction (les Andes par exemple). Lorsque deux plaques lithosphériques continentales s’affrontent, un puissant relief se forme par écrasement des bordures des plaques : ce sont les chaines de collision (Alpes, Himalaya).
  • Les failles transformantes sont de grandes fractures permettant le glissement horizontal de la lithosphère à la limite de deux plaques. Les océans sont découpés par ces très grandes structures rectilignes longues souvent de plusieurs milliers de km.

La convection du manteau

Le mouvement de surface des plaques est un reflet imparfait des mouvements plus profonds du manteau. Ceux-ci sont possibles parce que la Terre est plus chaude en son centre qu'à sa périphérie. Les matériaux chauds du manteau inférieur, de densité moins grande du fait de leur température élevée, remontent vers la surface par la poussée d'Archimède, formant de grands courants ascendants, on parle de courants de convection et de convection du manteau. Le retour de ces courants se fait partiellement par la subduction. Cette dernière est également active dans les mouvements des plaques car en plongeant dans le manteau, la partie inclinée d’une plaque impose une force de traction vers la fosse à l’ensemble de la plaque.

Les points chauds

A côté de la convection à grande échelle, le manteau profond est capable d’émettre des panaches ponctuels, sortes de diapirs allongés, relativement stables dans le temps. Les dorsales océaniques peuvent localement capter ces panaches, mais la plupart aboutissent au centre des plaques où ils sont responsables de l'édification de grands volcans en forme de bouclier, comme les volcans d'Hawaii ou de l'île de la Réunion. On parle de volcanisme de points chauds ou de volcans intra plaques pour désigner l’impact de ces courants ascendants. Ces panaches sont suffisamment stables à l'échelle des temps géologiques pour permettre de déterminer le mouvement absolu des plaques.

La topographie du fond des océans porte la marque de la tectonique des plaques