La tectonique des plaques : plaques, limites et mouvements

La tectonique des plaques, formulée vers 1968, unifie la dérive des continents et l'expansion des fonds océaniques en un modèle global du fonctionnement de la Terre. Ce chapitre décrit la nature et les limites des plaques lithosphériques, les trois types de frontières et les phénomènes qui s'y produisent, ainsi que le moteur de ces mouvements. C'est le chapitre pivot du module : les séismes, les volcans et les chaînes de montagnes des chapitres suivants s'y rattachent tous.

1. Les plaques lithosphériques

La lithosphère, rigide, est découpée en une douzaine de grandes plaques et de nombreuses petites, qui se déplacent les unes par rapport aux autres sur l'asthénosphère ductile, à des vitesses de quelques centimètres par an. Les principales sont les plaques Pacifique, Nord-Américaine, Sud-Américaine, Eurasiatique, Africaine (qui porte le Maroc), Indo-Australienne, Antarctique, auxquelles s'ajoutent des plaques plus petites : Nazca, Cocos, Caraïbe, Philippine, Arabique. Une plaque peut être entièrement océanique (Pacifique, Nazca) ou mixte, portant à la fois un continent et un océan (Africaine, Sud-Américaine). Les limites de plaques ne coïncident donc pas avec les limites des continents. La plaque est définie par sa rigidité : à l'intérieur, elle se déforme peu ; l'essentiel de l'activité sismique et volcanique se concentre sur ses bordures, ce qui a permis de tracer leurs contours.

2. Les limites divergentes : dorsales et rifts

Aux limites divergentes, deux plaques s'écartent et de la lithosphère nouvelle se forme : ce sont des frontières constructives ou d'accrétion. Dans le domaine océanique, il s'agit des dorsales, où la remontée de l'asthénosphère provoque une fusion partielle par décompression et la mise en place de basaltes (en surface) et de gabbros (en profondeur). Les dorsales sont le siège d'un volcanisme effusif sous-marin et de séismes superficiels de faible magnitude. Dans le domaine continental, la divergence commence par un rift : amincissement de la croûte, failles normales délimitant un fossé d'effondrement, volcanisme. Le rift est-africain et la dépression de l'Afar illustrent ce stade initial ; la mer Rouge représente le stade suivant, l'océan naissant.

3. Les limites convergentes : subduction et collision

Aux limites convergentes, deux plaques se rapprochent et de la lithosphère est détruite : frontières destructives. Lorsque l'une des plaques est océanique, elle plonge sous l'autre : c'est la subduction. La lithosphère océanique, vieille, froide et dense, s'enfonce dans l'asthénosphère selon un plan incliné, le plan de Wadati-Benioff, jalonné de séismes dont la profondeur augmente jusqu'à 700 km. En surface, la subduction se marque par une fosse océanique (jusqu'à environ 11 km dans les Mariannes) et, en arrière, par une chaîne de volcans. On distingue la subduction océan-continent (Andes, avec cordillère volcanique) et la subduction océan-océan (Japon, Mariannes, Petites Antilles, avec arc insulaire). La déshydratation de la plaque plongeante abaisse le point de fusion du manteau sus-jacent et engendre un magmatisme andésitique explosif. Les sédiments raclés s'empilent en un prisme d'accrétion.

Lorsque l'océan a entièrement disparu, deux lithosphères continentales s'affrontent : c'est la collision. Trop légère pour s'enfoncer, la croûte continentale s'épaissit, se plisse et se découpe en chevauchements et nappes, formant une chaîne de montagnes avec une racine crustale profonde : l'Himalaya (Inde contre Eurasie depuis environ 50 Ma) et les Alpes en sont les exemples classiques. La collision produit des séismes superficiels à intermédiaires mais peu de volcanisme.

4. Les limites transformantes

Aux limites transformantes, les plaques coulissent horizontalement l'une contre l'autre, sans création ni destruction de lithosphère : frontières conservatives. Les failles transformantes découpent les dorsales en segments décalés et permettent d'accommoder le mouvement sur une sphère. Sur les continents, la faille de San Andreas (Californie, entre plaques Pacifique et Nord-Américaine) et la faille nord-anatolienne (Turquie) en sont les exemples célèbres. Ces limites sont marquées par des séismes superficiels souvent violents, mais aucun volcanisme, puisqu'il n'y a ni remontée ni enfoncement de matière.

5. Points chauds et moteur des plaques

Certains volcans se situent à l'intérieur des plaques, loin de toute limite : ils sont alimentés par un point chaud, remontée de manteau chaud (panache) d'origine profonde, quasiment fixe. Lorsque la plaque défile au-dessus, elle est percée de volcans successifs formant un alignement dont l'âge augmente en s'éloignant du volcan actif : la chaîne Hawaï-Empereur en est l'exemple type, et permet de mesurer la vitesse et la direction absolues de la plaque Pacifique. Le moteur de la tectonique est l'évacuation de la chaleur interne par convection du manteau. Deux forces dominent : la traction de la plaque plongeante (slab pull), exercée par la lithosphère froide et dense qui s'enfonce en subduction, considérée comme la principale, et la poussée à la dorsale (ridge push), due à la surélévation de l'axe. Le Maroc se situe sur la bordure nord de la plaque africaine, dont la convergence lente avec la plaque eurasiatique explique la sismicité du Rif et de la mer d'Alboran.