Tectonique des plaques

Un article de Wikipédia, l'encyclopédie libre.
Aller à : navigation, rechercher
Carte des principales plaques tectoniques terrestres.
Âges du plancher océanique (les rouges sont les plus jeunes).

La tectonique des plaques (qui complète la théorie appelée dérive des continents) est un modèle actuel du fonctionnement interne de la Terre. Elle est l'expression en surface de la convection qui se déroule dans le manteau terrestre.

La lithosphère, couche externe de la Terre, est découpée en plaques rigides qui flottent et se déplacent sur l'asthénosphère, plus ductile. Les premiers concepts, entrevus dès le XVIe siècle, ont été formulés en 1912 par le climatologue allemand Alfred Wegener à partir de considérations cartographiques, structurales, paléontologiques et paléoclimatiques.

Histoire[modifier | modifier le code]

Dérive des continents[modifier | modifier le code]

Dès 1596, dans son ouvrage Thesaurus geographicus, Abraham Ortelius remarque la ressemblance du tracé des côtes américaines et africaines. Il émet l’hypothèse que ces continents ont autrefois été réunis, et qu’ils ont été séparés à la suite de catastrophes : inondations et séismes. Dans la Corruption du grand et petit Monde (1668) le père François Placet affirme que la séparation de l'Amérique du reste des continents s'est produite pendant le déluge universel [1].

Au début du XXe siècle, l'Allemand Alfred Wegener remarque que par la disposition des continents, la côte est de l'Amérique du Sud semble s'emboîter parfaitement dans la côte ouest de l'Afrique. D'autres bien avant lui s'en sont aperçus, mais sans proposer, à partir de cette observation, une théorie de la dérive des continents : un supercontinent, la Pangée, se serait fragmenté au début de l'ère secondaire et, depuis cette ère, les masses continentales issues de cette fragmentation dériveraient à la surface de la Terre.

Il publie un ouvrage en 1915 : Genèse des océans et des continents : théories des translations continentales. Pour Wegener, les masses continentales se déplacent au cours des ères géologiques. Au Permien (280 millions d'années), les continents actuels formaient un seul supercontinent : la Pangée (Pangaea : Terre unique en Grec). Ce continent s'est par la suite disloqué tout d'abord pour l'ouverture de l'Atlantique Nord, ainsi que par la séparation de l'Antarctique, puis ils ont continué à se fracturer pour donner naissance aux continents actuels, qui, tels des radeaux, se seraient déplacés au cours des ères géologiques pour aboutir à la configuration actuelle.

Il s'appuie sur de nombreuses preuves morphologiques : emboîtement des formes des continents, comme la corne sud-est du Brésil et le fond du golfe de Guinée, stratigraphiques (continuité stratigraphique entre l'Afrique et l'Amérique du Sud qui se traduit par l'existence des cratons faits de tonalites ou boucliers qui datent du Primaire), paléoclimatiques (existence de galets striés datant du primaire en Afrique du Sud et en Amérique du Sud, ce qui témoigne que les deux continents ont subi les mêmes influences glaciaires au Primaire) et paléontologiques (même faune et flore du primaire au rang desquelles les mésosaures, les cygnonatus et les glossoptéris, sorte de fougère du primaire).

Wegener pensait que la croûte continentale seule se déplaçait, en glissant directement «dans» ou «à la surface de» la croûte océanique. Mais, dans cette vision théorique, la dérive se caractérise par la formation de trou béant. Wegener proposait comme explication le broutage des continents sur le fond des océans pour expliquer la dérive.

Cette intuition, pourtant étayée par des faits convaincants, a longtemps été rejetée par des géologues. Les mécanismes et la morphologie interne de la Terre étaient encore inconnus pour une interprétation plausible de la dérive. La théorie de Wegener a soulevé de vifs débats. Parmi les opposants, on peut citer Ludwig Diels ou Du Rietz, et parmi ses partisans, René Jeannel.

Convection dans le manteau[modifier | modifier le code]

C'est seulement dans la deuxième moitié du XXe siècle que la communauté scientifique, convaincue par la présentation de nouvelles preuves, accepte finalement le modèle de tectonique des plaques.

Jean Goguel publie en 1942 son Introduction à l'étude mécanique des déformations de la roche terrestre ; en 1952, il publie son Traité de tectonique. L'hypothèse des mouvements de convection dans le manteau, émise par Arthur Holmes en 1945, propose un moteur plausible à ces déplacements de continents.

Mais c'est la compréhension du fonctionnement des fonds océaniques, avec l'hypothèse du double tapis roulant formulée par Harry Hess en 1962, qui marque une véritable révolution des sciences de la Terre[2]. Cette théorie s'appuie sur l'idée que l'expansion des fonds océaniques est réalisée par apport de matériaux profond au niveau des dorsales ; les fonds océaniques divergeant de part et d'autre de ces dorsales comme un double tapis roulant, pour se résorber au niveau des fosses qui longent certains bassins océaniques.

Cette nouvelle vision affine le concept primitif de « dérive des continents » : ce ne sont pas les continents (formés de croûte continentale) qui dérivent à travers les océans, mais des plaques complexes généralement formées à la fois de croûte continentale et de croûte océanique, qui sont affectées de mouvements tectoniques dans leur ensemble. Dans cette nouvelle optique, la « dérive des continents » n'est qu'un phénomène apparent, entraîné par le phénomène physique qu'est la « tectonique des plaques ».

Complément au modèle du double tapis roulant[modifier | modifier le code]

Le modèle du double tapis roulant comme moteur de la tectonique des plaques est remis en question à partir des années 1990.

À partir de 1967, les expéditions Tazieff en Afar (Éthiopie) apportent la démonstration de l'origine océanique des systèmes volcaniques axiaux actifs de la région. Initié dans les années 1940 aux travaux de Wegener par son professeur le tectonicien belge Paul Michot, Haroun Tazieff cherchait depuis 1948-49, après sa découverte du volcanisme dans la branche sud-occidentale du grand rift africain dans le Kivu, à en explorer la partie septentrionale, qu'il ne put explorer qu'en 1967, après plusieurs tentatives avortées. Les travaux de recherche décrivant les mécanismes d'expansion en Afar se sont poursuivis de 1967 à 1976, donnant lieu à une multitude de publications. Franco Barberi et Jacques Varet, prenant le relais d'Haroun Tazieff et de Giorgio Marinelli, se sont vu décerner le prix L.R. Wager par la Royal Society et l'Association Internationale de Volcanologie et de Chimie de l'Intérieur de la Terre (AIVCIT, 1972).

Tazieff et ses équipiers ont réalisé en Afar les premières mesures directes d'écartement des lèvres d'un rift océanique. Si l'ouverture augmente de deux centimètres en moyenne par an, il s'agit en réalité d'une succession d'ouvertures brutales de segments actifs, à compter en mètres sur des espaces de temps de l'ordre de 100 ans. Les événements récents mesurés par interférométrie sur images satellites le long de la chaîne axiale de Manda Harraro sont venus confirmer ce type de phénomène en 2006.

L'apport de Barberi et Varet a été de démontrer que les « chaînes volcaniques axiales » de l'Afar étaient de type « océanique » (au plan tectonique et magmatique) et assuraient le relais entre les vallées axiales de la mer Rouge et celles du golfe d'Aden. De sorte que la frontière des plaques entre l'Afrique et l'Arabie ne passe pas « en mer » par le détroit de Bab-el-Mandeb, mais à terre à travers l'Afar. La nature de la tectonique et du volcanisme de l'Afar se distingue ainsi de celle du rift africain, qui reste un « rift continental » n'ayant pas donné lieu à la génération de croûte océanique nouvelle.

Alors que les plus anciennes traces de tectonique des plaques dataient de 2,5 milliards d'années, une équipe internationale de chercheurs en géosciences en 2007 fait remonter cette tectonique à 3,8 milliards d'années au début de l'Archéen. L'analyse d'inclusions dans les diamants de la ceinture de roches vertes d'Isua (en) a révélé la présence d'éclogite caractéristique de la subduction d'une plaque océanique[3]. Un modèle numérique de tectonique des plaques en deux dimensions suggère que vers 4 milliards d’années commencent à se former les plaques tectoniques et que la tectonique s’est généralisée 1 milliard d’années plus tard : les mouvements descendants de l'asthénosphère étirent les roches de la partie mantellique de la lithosphère et déforment la taille des grains de la péridotite composant cette partie, ce qui la fragilise sur une période d'environ 10 millions d'années. La convection mantellique se déplaçant au cours du temps, les zones fragilisées qui ne sont plus soumises à la déformation voient leurs minéraux grossir, ce qui « cicatrise » la lithosphère sur une période d'un milliard d'années[4].

Identification des principales plaques tectoniques[modifier | modifier le code]

Plaques tectoniques(surfaces conservées)

La théorie synthétique de la tectonique des plaques est énoncée en 1967 par l’Américain William Jason Morgan, le Britannique Dan McKenzie et le Français Xavier Le Pichon. Lors de l'exposé de sa théorie de la tectonique des plaques (1968), Le Pichon distingue 6 plaques lithosphériques principales[5] :

En tout 14 plaques principales sont comptées en 2013. De plus, des études ultérieures plus détaillées ont conduit à distinguer un certain nombre de plaques secondaires, de moindre importance.

Le modèle actuel[modifier | modifier le code]

Schéma général des différents types de volcanisme associés aux mouvements des plaques tectoniques.
Modèle de tectonique des plaques.
Articles détaillés : Dorsale (géologie), Subduction, Obduction et Orogenèse.

On admet à présent que les plaques tectoniques sont portées par les mouvements du manteau asthénosphérique sous-jacent, et subissent des interactions dont les trois types principaux sont la divergence, la convergence, et le coulissage. À ces trois types d'interaction sont associées les trois grandes familles de failles :

  • une faille normale est divergente (extensive) ;
  • une faille inverse est convergente (compressive) ;
  • un décrochement est transcurrent (les axes d'extension et de compression sont dans le plan horizontal).

Zones de divergence[modifier | modifier le code]

Une zone de divergence apparaissant dans une croûte continentale conduit transitoirement à la formation d'un rift.

Un rift actif en zone continentale ne peut pas être une situation prolongée, parce que l'éloignement des deux bords de croûte continentale créé un vide qui sera comblé par de la croûte océanique, créant à terme un nouvel océan.

L'exemple le plus célèbre de divergence continentale est la Vallée du grand rift en Afrique, qui est en train de séparer la plaque africaine de la plaque somalienne, qui se prolonge par le rift de la mer rouge, déjà en grande partie submergé, qui sépare la plaque africaine de la plaque arabique.

Quand les croûtes continentales se sont suffisamment séparées, la zone de divergence se retrouve en milieu océanique, et sépare deux surfaces constituées de croûte océanique. Une telle zone de divergence océanique éloigne deux plaques l'une de l'autre, couplé à une remontée du manteau entre elles, permettant la formation continue de croûte océanique. Leur frontière divergente correspond à une ride océanique ou dorsale, lieu de création de lithosphère océanique et théâtre de volcanisme intense.

En dehors de leurs bordures, les plaques sont rigides, de géométrie fixe : s'il y a des zones de divergence créant de la surface terrestre, il y a nécessairement aussi des zones de convergence où la surface terrestre peut disparaître. Les zones de divergence sont donc nécessairement accompagnées de zones de convergence.

Morphologie des dorsales océaniques[modifier | modifier le code]

Une dorsale est toujours formée de segments de divergence, séparés par des failles transformantes parallèles au mouvement relatif des deux plaques. Cette disposition vient de ce que la zone de divergence initiale dans la croute continentale était formée de plusieurs tronçons fragiles, mais pas nécessairement alignés[6].

Quand les plaques s'écartent l'une de l'autre, ce sont les tronçons les plus fragiles qui cèdent de manière divergente, en faisant jouer celles de leurs lignes de faille qui sont sensiblement perpendiculaires au déplacement. Cet écartement (qui forme le rift initial) amincit la croûte, et la fragilise préférentiellement au niveau des failles ayant le plus joué. Quand le rift se transforme en océan, ce mécanisme conduit à reporter tout le déplacement d'extension sur une faille de divergence unique, qui forme en fin de comptes la ride océanique.

Cependant, dans la formation initiale du rift, le réseau des failles d'extension n'est pas nécessairement continu. Entre deux failles d'extension actives, le déplacement différentiel des plaques induit alors des contraintes de cisaillement : ces contraintes se résolvent par la formation ou l'accentuation de failles (d'abord failles transcurrentes, se transformant ensuite en failles transformantes), qui jouent préférentiellement parallèlement au déplacement des plaques.

Quand le rift se transforme en océan, ces failles transformantes restent en permanence actives, mais uniquement entre chaque extrémité successive des tronçons de ride océanique, où elles assurent le glissement nécessaire à l'écartement des plaques. Au-delà de ces rides, les failles transformantes se manifestent encore par leur trace fossile, à travers la discordance qui met en contact des éléments de croûte d'âge différents, mais ne sont plus actives : les deux bords appartiennent alors à la même plaque, et se déplacent en bloc.

Il convient de noter que dans le cas des dorsales océaniques, le décalage observé entre les tronçons de dorsales n'est pas un décalage de structure fixe consécutif au jeu de la faille transformante. C'est au contraire la faille transformante qui est formée par le glissement nécessaire d'un tronçon à l'autre, parce que le décalage entre ces deux tronçons actifs entraîne une discontinuité dans le lieu de création de croûte océanique. De ce fait, si par exemple un tronçon de dorsale est décalé sur la gauche par la discontinuité d'une faille transformante, le glissement correspondant est celui d'une faille transformante dextre (et non sénestre) : la croûte océanique est créée à gauche, et le « tapis roulant » la déporte ensuite sur la droite.

Dans la dorsale océanique, les failles transformantes dessinent des arcs de cercle, parce que l'écartement de deux plaques la limite de deux calottes sphériques conduit à des vitesses de glissement différentes d'une faille transformante à l'autre : la courbure des failles transformantes reflète et compense la différence des vitesses de glissement.

Zones de convergence[modifier | modifier le code]

Les zones de convergence sont la principale source d'orogenèse. La formation de montagnes continentales à partir de zones de convergences est un mécanisme à quatre temps.

Une zone de convergence impliquant deux croûtes océaniques conduit l'une à plonger sous l'autre, dans un mouvement de subduction. La plaque inférieure s'enfonce dans une fosse océanique, et sur la bordure de la plaque supérieure se forme un arc volcanique. C'est la situation de la fosse des Mariannes, ou des Îles Kouriles. Dans ce type de convergence, la plaque inférieure se raccourcit, et la plaque supérieure reste stable.

Si la croûte océanique de la plaque inférieure se prolonge par une croûte continentale, l'entrée de cette dernière dans la fosse océanique conduira transitoirement à une situation d'obduction : la croûte océanique supérieure passe au-dessus de la croûte continentale inférieure. Cette situation est transitoire, parce que la croûte continentale, moins dense, ne peut pas s'enfoncer et bloque le mouvement de convergence. Si la convergence se poursuit, c'est la croûte continentale (moins dense, d = 2,7), éventuellement chevauchée par des roches d'origine océanique, qui prendra le dessus, et la croûte océanique (la plus dense, d = 3,2) plongera à son tour dans un mouvement de subduction inversé, conduisant à une marge continentale active, ou marge de convergence.

Une marge continentale active est une zone de convergence, qui met en contact une croûte continentale supérieure, et une croûte océanique plongeant sous celle-ci dans une fosse de subduction. La côte ouest de l'Amérique du Sud en est un exemple. La subduction d'une plaque sous une autre entraîne de nombreuses conséquences, comme un volcanisme andésitique (ou explosif ou volcan gris), de nombreux tremblements de terre et surtout la formation des plis et des failles.

Enfin, si la convergence le long d'une marge continentale active a consommé toute la croûte océanique, elle conduit à une zone de collision, là où deux croûtes continentales se confrontent. Le moteur du mécanisme de subduction se bloque. Il n'est pas assez puissant pour faire plonger l'une des plaques dans l'asthénosphère à cause de leur faible densité. Les deux plaques se soudent pour n'en former qu'une seule. C'est le cas notamment de la chaîne de l'Himalaya, à la frontière entre la plaque indienne et la plaque eurasiatique ; cette rencontre s'est produite il y a 65 millions d'années à la faveur de la migration du continent indien. Les Alpes et les chaînes de l'Atlas sont des exemples de chaîne de collision. Il faut noter que pendant la collision, le matériel sédimentaire est transporté en hauteur pour former des chaînes de montagnes où les roches sont plissées et faillées.

La collision conduit à la formation de masses continentales de plus en plus importantes. John Tuzo Wilson décrivit que les continents grandissent par un cycle de Wilson, une série d'étapes quasi-périodiques où les plaques tectoniques de la croûte terrestre se dispersent puis s'agrègent.

Zones de décrochement[modifier | modifier le code]

Le coulissage ou transcurrence : se dit du glissement horizontal de deux plaques, l'une à côté et le long de l'autre. Il s'agit d'un déplacement latéral d'une plaque contre une autre.

Le décrochement est généralement le fait de croûtes continentales. Pendant le déplacement de cette faille se produisent des séismes très violents, dus aux frottements rugueux le long de failles épaisses et peu rectilignes. La faille de San Andreas en Californie et la faille nord-anatolienne en Turquie en sont deux exemples.

Comme indiqué ci-dessus, une dorsale océanique est toujours formée de segments de divergence, séparés par des failles transformantes ; cependant ces failles transformantes océaniques associées aux dorsales ne produisent guère de séismes, étant très rectilignes et sur des zones de croûte océanique de faible épaisseur.

Des zones de décrochement transformantes peuvent également être associées à la limite entre plaques océaniques et plaques continentales, comme pour la plaque caraïbe et la plaque Scotia.

Moteur du déplacement[modifier | modifier le code]

Carte de l'activité tectonique soulignant les limites de plaque.

La Terre possède une chaleur importante du fait de la radioactivité (désintégration du potassium, de l'uranium et du thorium) et de la chaleur d'accrétion initiale. Elle se refroidit en évacuant la chaleur à sa surface. Pour cela, on connaît trois mécanismes : conduction thermique, convection et transfert radiatif. Au niveau du manteau terrestre, la majeure partie du flux de chaleur est évacuée par la mise en mouvement des roches (convection). La convection est induite par la présence de matériel chaud (donc moins dense) sous du matériel moins chaud (donc plus dense). Ces mouvements sont très lents (de l'ordre de 1 à 13 cm/an) et favorisés par la lubrification par l’eau de mer et les sédiments qui réduisent les frottements entre les plaques[4].

Jusqu'à peu, les géologues considéraient que le couplage mécanique entre les mouvements de l'asthénosphère et de la lithosphère était le principal moteur de la tectonique des plaques. L'importance de ce couplage entre la lithosphère (rigide et cassante) et l'asthénosphère (manteau sous-jacent ductile et déformable) est remise en cause. L'origine de la force qui rend les plaques mobiles est discutée :

  • Elle peut être liée sur toute la surface de la plaque à la contrainte cisaillante entre la lithosphère et l'asthénosphère (liée à la convection, et à l'importance du couplage entre la lithosphère et l'asthénosphère).
  • Elle peut être due au poids de la lithosphère entraînée par subduction, qui tire vers la zone de convergence tout le reste de la plaque (écoulement gravitaire).
  • Elle peut être due à l'altitude plus élevée de la lithosphère au niveau de la dorsale (écoulement gravitaire), qui induit une poussée sur le bord de la plaque à la ride (la formation de la lithosphère pousse toute la plaque).

Ces possibilités ne sont pas exclusives, mais les contributions relatives dans le mouvement sont très discutées et dépendent des études, en particulier le rôle du couplage entre la lithosphère et l'asthénosphère, considéré comme majeur jusque dans les années 1990 est fortement remis en question.

Dérive des continents[modifier | modifier le code]

Cycles de Wilson[modifier | modifier le code]

La dérive des continents, à partir de la pangée.

L'animation ci-dessus montre la dislocation de la Pangée depuis le Trias. Dans un premier temps, ce supercontinent se sépare en Laurasia et Gondwana. La Laurasia se fragmente en Amérique du Nord et Groenland d'une part et Eurasie d'autre part, tandis que du Gondwana se détache successivement la Nouvelle-Zélande, l'Inde, puis le bloc Australie-Nouvelle Guinée, avant que ce continent ne se partage entre Amérique du Sud, Afrique et Antarctique. Cette dislocation aboutit à une recomposition des continents puisque, par exemple, l'Inde fusionne à l'Eurasie, suivie par l'Afrique et la Nouvelle Guinée.

Cette alternance de dislocation et de recomposition est intervenue plusieurs fois au cours des temps géologiques.

  • Il y a 1,8 milliard d'années aurait existé le supercontinent Nuna, qui se serait disloqué puis recomposé.
  • Il y a 1 milliard d'années, issu de cette recomposition, le supercontinent Rodinia se serait disloqué en huit continents.
  • Ces continents auraient finalement fusionné pour former un supercontinent, Pannotia, lui-même à l'origine par dislocation de la Laurentia, la Baltica et du Gondwana.
  • Laurentia et Baltica ont fusionné durant l'orogenèse calédonienne pour former la Laurussia, qui elle-même a fusionné avec le Protogondwana au cours de l'orogenèse hercynienne pour former la Pangée, dont l'avenir est décrit précédemment.

Cet historique général ne prend pas en compte l'intervention des différents terranes, comme l'Avalonia, issue de la Pannotia, qui a participé à la formation de la Laurussia.

La chaleur de la Terre ne s'évacue pas de la même façon selon que les continents sont regroupés en un seul ou qu'ils sont dispersés comme c'est le cas aujourd'hui et selon leur position (qui influe sur leur albédo, plus claires en zone polaire par exemple). Les chaînes de montagnes terrestres ou sous-marines modifient respectivement la circulation des masses d'air humide et des courants marins. Un supercontinent forme un « bouclier thermique » qui modifie la manière dont la chaleur s'évacue. Il se disloquera nécessairement en plusieurs fragments. Cela marquera le début d'un nouveau cycle de Wilson ainsi baptisé en l'honneur de John Tuzo Wilson (1908-1993), géophysicien canadien, qui a, le premier, émis l'hypothèse de ce rassemblement périodique des continents.

Le prochain supercontinent ?[modifier | modifier le code]

Xavier Le Pichon[7], Jean-Michel Gaulier[8] et coll. ont modélisé le mouvement de cinq continents se déplaçant de façon aléatoire[9] à une vitesse de 100 millimètres par an[10]. Leurs calculs montrent qu'il faudra environ 430 millions d'années pour que, leurs déplacements convergeant, ces continents s'unissent. Dès lors, rien n'interdit de penser que cela se concrétisera.

Dans une étude en 2012, la revue Nature envisage la fusion d'ici une centaine de millions d'années de l'Amérique et de l'Eurasie en un nouveau continent baptisé "Amasia", centré sur le pôle nord, et séparé du continent antarctique[11].

Notes et références[modifier | modifier le code]

  1. François Placet, La corruption du grand et petit monde, p. 65 et suivantes
  2. En 1964, on pouvait encore lire que cette théorie, qui donnait une explication tentante de la façon dont les flores se seraient trouvées disloquées ou rapprochées, est aujourd'hui en discrédit (René Taton, la science contemporaine, PUF, 1964, p. 778 dans la réed. de 1995)
  3. Laurent Sacco, De la plus ancienne trace de tectonique des plaques, Futura-Sciences, 23 mars 2007
  4. a et b (en) David Bercovici & Yanick Ricard, « Plate tectonics, damage and inheritance », Nature,‎ 6 avril 2014 (DOI 10.1038/nature13072)
  5. [1]
  6. Pour toute cette section, voir Les failles transformantes : définition, géométrie et illustration, Olivier Dequincey, ENS Lyon / DGESCO, 13 - 11 - 2013.
  7. Professeur au Collège de France, titulaire de la chaire de géodynamique.
  8. Du groupe Total.
  9. Le déplacement des continents n'est pas « aléatoire » ; une Pangée future est prévue pour dans environ 250 millions d'années.
  10. La plaque Pacifique se déplace de 100 millimètres par an et l'Inde, il y a 45 millions d'années, glissait de l'ordre de 150 millimètres annuels.
  11. Kerri Smith, « Supercontinent Amasia to take North Pole position », Nature,‎ 8 février 2012 (DOI 10.1038/nature.2012.9996)

Annexes[modifier | modifier le code]

Articles connexes[modifier | modifier le code]

Liens externes[modifier | modifier le code]

Sur les autres projets Wikimedia :