La dynamique de la lithosphère : la tectonique des plaques

Le chapitre précédent a établi que le globe terrestre est stratifié et que sa couche superficielle rigide, la lithosphère, repose sur un manteau ductile, l'asthénosphère. Cette architecture n'est pas figée : les continents se déplacent, les océans s'ouvrent puis se referment, les montagnes se soulèvent, les séismes et les volcans se concentrent en de longues ceintures. Toutes ces observations, longtemps décrites séparément, trouvent au XX^e siècle une explication unique et fédératrice : la théorie de la tectonique des plaques.

Cette théorie est née d'une intuition audacieuse — la dérive des continents d'Alfred Wegener — d'abord rejetée faute de moteur crédible, puis triomphalement confirmée dans les années 1960 par l'exploration des fonds océaniques. Nous retracerons d'abord cette histoire des idées, puis nous décrirons les plaques et leurs frontières, avant d'examiner les preuves décisives de l'expansion océanique et le moteur profond qui anime l'ensemble : la convection du manteau.

5.1 Une histoire des idées : la dérive des continents

5.1.1 L'intuition de Wegener (1912)

En 1912, le météorologue et géophysicien allemand Alfred Wegener propose une hypothèse révolutionnaire : les continents actuels proviennent de la fragmentation d'un supercontinent unique, la Pangée, qui aurait commencé à se disloquer il y a environ $200Ma$ (au Mésozoïque). Les continents se seraient depuis éloignés les uns des autres, tels des radeaux « dérivant » à la surface du globe.

5.1.2 Les arguments de Wegener

Wegener rassemble un faisceau d'arguments convergents, empruntés à plusieurs disciplines :

• Le tracé des côtes : la côte orientale de l'Amérique du Sud (renflement du Brésil) s'emboîte remarquablement dans la côte occidentale de l'Afrique (golfe de Guinée), comme deux pièces d'un même puzzle. L'emboîtement est encore meilleur si l'on considère la limite du plateau continental (isobathe $-1000\mathrm{m}$) plutôt que le trait de côte actuel.
• La continuité géologique : des chaînes de montagnes anciennes et des formations rocheuses de même âge et de même nature se prolongent d'un continent à l'autre lorsqu'on les rapproche (ex. les Appalaches d'Amérique du Nord se raccordent aux reliefs calédoniens d'Écosse et de Scandinavie).
• Les fossiles : des fossiles d'espèces identiques, incapables de traverser un océan, se retrouvent sur des continents aujourd'hui séparés. Ainsi le reptile Mesosaurus (petit reptile d'eau douce) est présent au Brésil et en Afrique du Sud ; la fougère Glossopteris est commune à l'Amérique du Sud, l'Afrique, l'Inde, l'Australie et l'Antarctique.
• Les paléoclimats : des traces d'anciennes glaciations (moraines, roches striées, tillites) datant d'environ $300Ma$ se retrouvent en Amérique du Sud, en Afrique, en Inde et en Australie — régions aujourd'hui tropicales ou tempérées. Rassemblées autour d'un pôle Sud unique, ces traces dessinent une calotte glaciaire cohérente.

5.1.3 Le rejet, puis la confirmation

Malgré la force de ces arguments, l'hypothèse de Wegener est massivement rejetée par la communauté scientifique de son époque. La raison est essentielle : Wegener ne dispose d'aucun moteur physique crédible. Il imagine que les continents « labourent » les fonds océaniques, ce que les lois de la mécanique interdisent (les roches continentales ne peuvent traverser les roches océaniques plus rigides).

Il faut attendre les années 1950-1970 pour que l'exploration des fonds océaniques (bathymétrie, magnétisme, sismologie, forages) fournisse à la fois les preuves du mouvement et son moteur. L'hypothèse de la dérive se transforme alors en la théorie de la tectonique des plaques, l'un des plus grands succès unificateurs des sciences de la Terre.

5.2 Les plaques lithosphériques

5.2.1 Une lithosphère découpée en plaques rigides

La lithosphère (croûte + manteau supérieur rigide, jusqu'à environ $100\mathrm{km}$ de profondeur) n'est pas continue : elle est fragmentée en une douzaine de plaques rigides, appelées plaques lithosphériques ou plaques tectoniques. Ces plaques se déplacent les unes par rapport aux autres, en glissant sur l'asthénosphère, couche du manteau supérieur moins rigide (ductile) qui autorise leur mouvement.

5.2.2 Des frontières révélées par la sismicité et le volcanisme

Comment délimiter les plaques ? Leurs frontières sont soulignées par la répartition des phénomènes géologiques actifs :

• les séismes ne sont pas dispersés au hasard : leurs foyers (épicentres) se concentrent en d'étroites bandes continues qui ceinturent le globe ;
• le volcanisme actif se répartit selon les mêmes lignes (dorsales océaniques, « ceinture de feu » du Pacifique).

À l'inverse, l'intérieur des plaques est sismiquement et volcaniquement stable. Ce contraste confirme la rigidité des plaques : elles se déforment surtout sur leurs bords, là où elles interagissent avec leurs voisines. La cartographie mondiale des séismes et des volcans permet ainsi de tracer les frontières des plaques : ce sont des lignes, non des surfaces, et une plaque se comporte comme un bloc rigide entre deux frontières.

Il existe cependant une exception notable : le volcanisme de point chaud (ex. Hawaï, La Réunion), qui se manifeste au milieu d'une plaque, à l'aplomb d'un panache de matière chaude issu du manteau profond. Le déplacement de la plaque au-dessus de ce point fixe engendre un alignement de volcans d'âges croissants, dont l'étude fournit une nouvelle preuve — et une nouvelle mesure — du mouvement des plaques.

5.3 Les frontières de plaques et leurs mouvements

Le mouvement relatif de deux plaques voisines définit la nature de leur frontière. On distingue trois grands types de frontières.

5.3.1 Les frontières de divergence : les dorsales océaniques

Au niveau d'une dorsale océanique, immense chaîne volcanique sous-marine (plus de $60000\mathrm{km}$ de long cumulé), deux plaques s'écartent l'une de l'autre. Le manteau asthénosphérique, décomprimé par cette divergence, fond partiellement ; le magma remonte, se met en place et se refroidit, créant en permanence de la lithosphère océanique neuve. C'est l'accrétion.

En s'éloignant de l'axe, la lithosphère océanique se refroidit, s'épaissit et devient plus dense. Cette évolution est capitale : une lithosphère jeune et chaude (près de la dorsale) est peu dense et « flotte » bien, tandis qu'une lithosphère âgée, froide et dense (loin de la dorsale) tend à s'enfoncer. C'est cette densification progressive qui prépare la subduction et fait le lien entre l'accrétion aux dorsales et la destruction aux fosses.

La figure ci-dessous présente une coupe schématique d'une dorsale océanique.

Figure : Coupe schématique d'une dorsale océanique (frontière de divergence). Le magma issu du manteau remonte le long de l'axe, se refroidit et crée de la lithosphère océanique qui s'écarte symétriquement de part et d'autre.

5.3.2 Les frontières de convergence

Aux frontières de convergence, deux plaques se rapprochent. La croûte ne pouvant s'accumuler indéfiniment, l'une des plaques doit disparaître ou se déformer : deux cas se présentent.

La subduction.

Lorsqu'une plaque océanique rencontre une autre plaque, la lithosphère océanique, dense et froide, plonge sous sa voisine et s'enfonce dans le manteau : c'est la subduction. Elle se manifeste par une fosse océanique profonde (jusqu'à $11\mathrm{km}$ pour la fosse des Mariannes), un volcanisme explosif (arc volcanique), et des séismes dont les foyers s'échelonnent en profondeur le long du plan de plongement (plan de Wadati-Benioff), jusqu'à environ $700\mathrm{km}$.

La figure ci-dessous présente une coupe schématique d'une zone de subduction.

Figure : Coupe schématique d'une zone de subduction (frontière de convergence). La plaque océanique dense plonge sous la plaque voisine ; les foyers des séismes s'enfoncent le long du plan de plongement et un volcanisme explosif se développe à l'aplomb de la plaque plongeante.

La collision continentale.

Lorsque, après fermeture d'un océan, deux masses continentales se rencontrent, aucune ne peut plonger durablement car la lithosphère continentale est trop peu dense (elle « flotte »). Les continents s'affrontent, se déforment et s'épaississent : c'est la collision, qui édifie de grandes chaînes de montagnes. L'Himalaya résulte ainsi de la collision de l'Inde et de l'Eurasie, entamée il y a environ $50Ma$ ; les Alpes, de la convergence Afrique-Europe. La collision succède le plus souvent à une subduction : c'est la disparition complète, en subduction, de l'océan qui séparait deux continents qui finit par mettre ces derniers face à face. La montagne est donc l'ultime étape d'une longue histoire de convergence.

5.3.3 Les frontières de coulissage : les failles transformantes

Le long d'une faille transformante, deux plaques glissent horizontalement l'une contre l'autre, sans création ni destruction de lithosphère. Ce coulissage est souvent bloqué par le frottement, puis libéré brutalement, engendrant des séismes superficiels parfois dévastateurs. La faille de San Andreas (Californie), où la plaque Pacifique coulisse contre la plaque Nord-Américaine, en est l'exemple le plus célèbre.

5.4 Les preuves de l'expansion océanique et son moteur

Ce qui manquait à Wegener — la preuve du mouvement et son moteur — a été découvert par l'étude des fonds océaniques dans les années 1950-1960, à la faveur des campagnes océanographiques et des forages.

5.4.1 L'âge des fonds océaniques

Les forages océaniques et les datations montrent un résultat spectaculaire : l'âge des sédiments et de la croûte océanique augmente régulièrement lorsqu'on s'éloigne de l'axe d'une dorsale, et cela symétriquement de part et d'autre. Les fonds océaniques sont jeunes près de la dorsale (âge nul à l'axe) et de plus en plus vieux vers les continents. Fait remarquable : aucune croûte océanique n'a plus de $200Ma$ — bien moins que les $4Ga$ des plus vieilles roches continentales. La lithosphère océanique est donc en permanence créée aux dorsales et détruite en subduction : elle est recyclée.

5.4.2 Les anomalies magnétiques symétriques

Le champ magnétique terrestre s'est inversé de nombreuses fois au cours des temps géologiques (le pôle Nord magnétique devenant Sud, et réciproquement). Or, lorsque le magma des dorsales refroidit, les minéraux magnétiques qu'il contient s'aimantent dans la direction du champ de l'époque : la lithosphère océanique enregistre ainsi, comme une bande magnétique, l'histoire des inversions.

En 1963, Vine et Matthews découvrent que les mesures magnétiques du plancher océanique dessinent une succession de bandes parallèles à la dorsale, alternativement normales et inverses, et disposées symétriquement de part et d'autre de l'axe. Cette symétrie ne peut s'expliquer que si la lithosphère se forme à l'axe et s'écarte des deux côtés : c'est la démonstration directe de l'expansion océanique.

Mieux : comme la chronologie des inversions du champ magnétique est connue et datée par ailleurs, l'identification d'une bande revient à dater le fond océanique. Les âges ainsi obtenus concordent avec ceux des forages : les deux méthodes, magnétique et par datation directe, se confirment mutuellement. La largeur d'une bande divisée par la durée de l'inversion correspondante fournit même une mesure indépendante de la vitesse d'expansion.

5.4.3 Le moteur : convection et traction des plaques

Les preuves du mouvement étant acquises, il reste à en identifier la cause — précisément ce qui manquait à Wegener. La Terre possède une puissante source de chaleur interne : la désintégration des éléments radioactifs (uranium, thorium, potassium) et la chaleur résiduelle héritée de sa formation. Cette chaleur doit s'évacuer vers la surface, ce qui met le manteau, pourtant solide, en lente convection : à l'échelle des millions d'années, le manteau se comporte comme un fluide très visqueux. La matière chaude et peu dense remonte, la matière froide et dense redescend, formant de vastes cellules de circulation.

On considère aujourd'hui que la traction des plaques plongeantes est le contributeur dominant : c'est la subduction qui « tire » la plaque, plus qu'un tapis roulant mantellique qui la « pousserait ». Cette idée rend compte d'un fait remarquable : les plaques bordées par de longues zones de subduction (comme la plaque Pacifique) se déplacent plus vite que les plaques dépourvues de bordure plongeante.

5.4.4 Le devenir des océans : le cycle de Wilson

Puisque la lithosphère océanique est sans cesse créée aux dorsales et détruite en subduction, un océan a une histoire : il naît, s'élargit, puis se referme. Cette succession est appelée cycle de Wilson. Un continent se fracture (formation d'un rift continental, comme l'actuel rift est-africain), l'océan s'ouvre et s'élargit par accrétion (stade Atlantique), puis une subduction s'amorce et l'océan se referme (stade Pacifique), jusqu'à la collision des continents qui édifie une chaîne de montagnes. L'ouverture et la fermeture des océans, sur des durées de quelques centaines de millions d'années, rythment ainsi l'histoire de la surface terrestre.

5.5 Bilan

La tectonique des plaques offre un cadre unique pour comprendre la dynamique de la surface terrestre. La lithosphère rigide, découpée en une douzaine de plaques, se déplace de quelques centimètres par an sur l'asthénosphère ductile. Aux dorsales, la divergence crée de la lithosphère océanique (expansion) ; en subduction, la convergence la détruit en la recyclant dans le manteau ; le long des failles transformantes, les plaques coulissent. Ces mouvements, mus par la convection du manteau et la traction des plaques plongeantes, expliquent d'un seul tenant la répartition des séismes et des volcans, le relief des dorsales et des fosses, l'édification des chaînes de montagnes et l'ouverture puis la fermeture des océans.