Introduction

La dernière fois, nous avons vu comment les idées d’une translation horizontale des masses continentales s’étaient répandues au début du XX^ème siècle grâce à Alfred Wegener. Durant les années 1960, cette théorie a été prouvée grâce à de nouvelles connaissances sur les fonds océaniques, permettant d’élaborer le modèle de la Tectonique des Plaques. Continuons donc sur notre lancée et intéressons nous de plus près à ce fameux modèle. Nous allons voir de manière simple le fonctionnement globale du modèle et les principaux phénomènes en lien avec la Tectonique des Plaques.

Dans cet article encore plus que dans le précédent, il est important d’avoir certaines bases sur la structure interne du globe pour tout comprendre.

Les plaques lithosphériques

La Tectoniques des Plaques repose sur un système de plaques lithosphériques, en mouvement les unes par rapport aux autres. Si vous vous souvenez bien, la lithosphère est composée de la croûte et de la partie rigide du manteau (le manteau lithosphérique). On distingue donc la lithosphère océanique, composée de croûte océanique et de manteau lithosphérique et la lithosphère continentale, composée de croûte continentale et de manteau lithosphérique. Ces plaques lithosphériques reposent sur l’asthénosphère, la partie supérieure du manteau dite ductile.

On compte sur Terre une quinzaine de plaques principales et de nombreuses plaques mineures. Toutes ces plaques interagissent entre elles selon trois phénomènes. L’accrétion au niveau des rides océaniques correspond à un écartement. La subduction correspond à une compression. Enfin, les plaques peuvent également coulisser les unes par rapport aux autres le long de failles transformantes.

Les rides océaniques

Les rides océaniques, aussi appelées dorsales, sont les zones de formation de la croûte océanique. Elles correspondent à une zone de divergence entre deux plaques. En effet, la lithosphère se trouve fortement amincie (nous verrons pourquoi plus loin) et l’asthénosphère remonte par un mouvement de convection pour combler l’espace laissé « vacant” par l’amincissement. Cette remontée d’asthénosphère par convection mène à une diminution de la pression en son sein, provoquant la fusion partielle des roches. Le magma formé remonte alors au niveau de la ride et forme la croûte océanique, qui se répand de part et d’autre de l’axe de la ride. Cette formation de croûte océanique entraîne donc un phénomène d’extension au niveau de la ride océanique.

Les zones de subduction

A l’inverse, la lithosphère océanique disparaît au niveau des zones de subduction en s’enfonçant dans l’asthénosphère. Une subduction peut se produire de deux manières : soit par collision avec une lithosphère continentale, forçant une plaque à s’enfoncer sous l’autre, soit par enfoncement gravitaire lorsque la lithosphère océanique devient trop dense. En effet, la lithosphère océanique s’épaissit en s’éloignant de la ride car elle se refroidit. Le manteau lithosphérique et le manteau asthénosphérique sont de même composition, leur seule différence et leur comportement et leur température. En s’éloignant de la ride, la température de 1300 °C qui permet de passer d’un comportement rigide à ductile se trouve de plus en plus profond, ce qui provoque donc un épaississement de la lithosphère qui “grignote” l’asthénosphère. Lorsque la lithosphère océanique devient trop épaisse et donc trop lourde, elle ne va plus “flotter” sur l’asthénosphère et va s’enfoncer naturellement. Nous verrons une autre fois que les zones de subduction sont également à l’origine de volcanisme et de séismes. C’est aussi là que se forme la croûte continentale.

Les zones transformantes

Les zones transformantes constituent les limites entre plaques qui ne sont ni des subductions ni des rides. Ce sont des zones de mouvements horizontaux entre plaques. Ces mouvements se font par le jeu de failles transformantes, aussi appelées failles décrochantes ou décrochements. Le long de ces failles, les deux plaques vont “coulisser” l’une par rapport à l’autre, ce qui peut provoquer des séismes lorsque des roches font blocage au mouvement et cèdent brutalement. On retrouve un grand nombre de failles transformantes perpendiculairement aux rides océaniques. En effet, l’axe de la ride forme des lignes décalées qui sont reliées par des failles transformantes. On peut également retrouver de telles failles sur les continents. L’exemple le plus connu est la faille de San Andreas, que l’on retrouve notamment en Californie. Elle se trouve à la jonction entre les plaques Pacifique et Amérique du Nord et est à l’origine de séismes dévastateurs.

Moteurs de la Tectonique des Plaques

La Tectonique des Plaques est le résultat en surface de l’évacuation de la chaleur interne de la Terre. En effet, en-dessous de la lithosphère, le manteau adopte un comportement ductile. A l’échelle des temps géologiques, on peut assimiler ce comportement à celui d’un fluide. Des mouvements de convection font remonter la matière chaude peu dense de la base du manteau et font descendre la matière froide dense.

Pour expliquer ces phénomènes de manière assez simple, je vais reprendre un modèle que l’on m’a présenté en cours : celui d’une boîte contenant un fluide. Ce fluide est chauffé à sa base (= la chaleur du noyau) et refroidi à son sommet (= la surface). Ici, nous négligerons la production de chaleur propre au manteau, due à la désintégration d’éléments radioactifs dans les roches. Cette production de chaleur est en effet assez faible par rapport à la chaleur apportée par le noyau.

Dans notre boîte contenant le fluide, une couche chaude va se former au niveau de la base chauffée et une couche froide va se former au niveau du sommet refroidit. La densité d’un fluide augmentant lorsque sa température diminue, la couche sommitale va s’effondrer et s’enfoncer en panaches dans le manteau lorsqu’elle sera devenue trop dense. A l’inverse, des panaches vont remonter de la couche basale chaude et moins dense. Des mouvements de convection se créent donc dans notre boîte remplie de fluide. L’effondrement de la couche sommitale va entraîner son amincissement sur les zones situées entre les panaches d’effondrement, provoquant la remontée passive de matière de la couche centrale pour “combler” l’espace libéré. Les panaches chauds originaires de la base remontent jusqu’à la surface.

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Pour finir, assimilons les phénomènes observés dans notre boîte à ceux que l’on peut observer sur Terre. La couche froide du sommet correspond à la lithosphère. Les couches centrales et basales au reste du manteau. Les panaches qui s’effondrent depuis la lithosphère sont assimilables au phénomène de subduction. Au niveau des zones amincies de la lithosphère, les remontées de manteau correspondent à un phénomène appelé rifting passif, à l’origine de la formation des rides océaniques. Les panaches qui remontent de la base du manteau sont eux à l’origine d’un rifting actif, qui se manifeste par un volcanisme dit de point chaud.

Terminons ici cet article qui visait à aborder de manière simple le modèle de la tectonique des plaques. Dans de prochains articles, nous pourrons aborder avec de bonnes bases de nombreux sujets tels que le volcanisme, les dispositions actuelles et passées des continents, leurs effet sur le climat de la Terre…