Introduction à la tectonique des plaques

L'écorce terrestre n'est pas "homogène" elle est constituée de plaques qui dérivent à la surface et qui se frottent les unes contre les autres. Le moteur de ces mouvements est le phénomène de convection qui se produit à l'intérieur du manteau terrestre. L'intérieur de la Terre est composé de roches faiblement radioactives dont la désintégration produit de la chaleur. Certaines zones du manteau sont donc plus chaudes, et se mettent à monter vers la surface sous l'effet de la force d'Archimède (zone plus chaude donc moins dense = montée). Une fois refroidie en surface (ce qui évacue la chaleur produite à l'intérieur de la Terre), la matière replonge vers les profondeurs (zone plus froide donc plus dense = descente).

Le système s'organise de telle façon que des zones "stables" apparaissent : à certains endroits, la matière monte (ce sont les dorsales), à d'autres endroits, elle redescend (ce sont les zones de subduction). En surface, la matière est simplement translatée des dorsales vers les zones de subduction. Sous l'effet du refroidissement, cette matière devient cassante et constitue de grandes plaques d'une épaisseur de 10 à 100 km. C'est ce mouvement, appelé tectonique des plaques, qui donne lieu à la dérive des continents.

L'hypothèse de Wegener de la dérive des continents a été confirmée depuis une trentaine d'années par des observations géophysiques. Parmi celles-ci, la plus flagrante est sans nul doute la découverte de l'existence de bandes magnétiques dans les planchers océaniques, marquant un champ magnétique dirigé alternativement vers le Nord et vers le Sud. Ces bandes, parallèles à la dorsale, proviennent de l'aimantation rémanente du champ magnétique terrestre, piégé dans les roches magnétiques au moment de leur refroidissement, c'est-à-dire peu après leur sortie de la dorsale. La polarité du champ terrestre s'inversant plus ou moins régulièrement au cours du temps, on obtient cette « peau de zèbre », preuve de l'expansion des fonds océaniques et donc de la tectonique des plaques.

Des estimations de la vitesse de cette dérive des continents ont pu être produites à partir de la datation de ces bandes et de leur largeur. L'inconvénient majeur de ces méthodes réside dans le fait qu'elles fournissent une estimation moyennée sur les temps géologiques. Les vitesses des déplacements actuelles pouvant être sensiblement différentes, il était indispensable de pouvoir mesurer la vitesse instantanée des déformations actuelles. Parmi tous les outils géodésiques terrestres et spatiaux dédiés à cette tâche, le GPS est particulièrement bien adapté à la mesure de la déformation dans une zone donnée.

On distingue 12 plaques tectoniques principales à la surface de la Terre (par ordre de taille).

Figure 1. Les 12 grandes plaques tectoniques (carte en projection cylindrique)

Figure 2. Les 12 plaques, par ordre de taille

Figure 3. Les 12 grandes plaques tectoniques (carte en projection Mollweide)

En fait certaines plaques peuvent être subdivisées en plusieurs plaques plus petites qui ont des mouvements relatifs entre elles plus petits (par exemple Inde et Australie ou Afrique et Somalie).

Ces plaques se déplacent, entraînées par la convection dans le manteau. Les vitesses de ces déplacements vont de presque rien à plusieurs centimètres par an, jusqu'à 20 cm/an dans certaines région du Sud-Est asiatique (Papouasie-Nouvelle Guinée) et du Pacifique (Tonga-Kermadec) !

Comme tout bouge à la surface de la Terre, il est nécessaire de dire par rapport à quoi exactement on définit un mouvement donné. On a constaté qu'un certain nombre de volcans (en général marins, les fameux points chauds !) ne bougeaient que très faiblement les uns par rapport aux autres : en gros, ils sont stables et les plaques "défilent par dessus.

Figure 4. Les vitesses des 12 grandes plaques tectoniques (carte en projection cylindrique)

Figure 5. Les vitesses des 12 grandes plaques tectoniques (carte en projection Mollweide référentiel points chauds)

En fait les choses sont un peu plus compliquées que cela : tout déplacement sur la surface d'une sphère (ici la Terre) est assimilable à une rotation autour d'un axe vertical passant par un point situé quelque part sur la surface de cette même sphère. La vitesse V de n'importe quel point sur une plaque donnée dépend donc simplement de sa distance R par rapport au pôle de rotation de la plaque, et de la vitesse de rotation de cette plaque autour de ce pôle de rotation. Le tableau suivant donne les positions des pôles de rotation, ainsi que les vitesses de rotation autour de ces pôles en degrés par million d'années, déterminés pour les 12 grandes plaques dans le modèle NUVEL-1 (DeMets et al, 1990, Argus et Gordon, 1991, et DeMets et al., 1994).

Figure 6. Pôles et vitesses de rotation des plaques tectoniques

Figure 7. La composition des vecteurs en coordonnées sphériques : comment on obtient le mouvement d'une plaque à partir de son pôle de rotation

Figure 8. Les pôles de rotation des plaques (carte en projection Mollweide)

Figure 9. Les pôles de rotation des plaques (carte en projection Nord et Sud)

Dans le référentiel dans lequel la moyenne des mouvements est nulle (référentiel no-net-rotation), les plaques ont en gros les déplacements décrits dans le tableau ci-dessous.

Figure 10. Vitesse de déplacement des plaques tectoniques dans un référentiel no-net-rotation

À cause de leurs mouvements, les plaques "frottent" les unes aux autres ou "se tamponnent" les unes contre les autres. Les "chocs" des plaques les unes contre les autres sont l'origine des tremblements de Terre (ou séismes). Une des conséquence très importante de ce qui précède est que ces séismes ne se produisent pas n'importe où mais uniquement le long des frontières entre les plaques.

Figure 11. Carte de la sismicité mondiale

C'est d'ailleurs comme cela que l'on définit la notion de plaque : ce sont les zones entourées de séismes. Sur la carte de la sismicité dans le monde, on voit très bien que les séismes se positionnent sur des lignes qui entourent de grandes surfaces non-sismiques : les plaques. Les plus gros séismes ont lieu en général là où les plaques sont les plus rapides.

Parfois, les forces en présence sont tellement importantes que les plaques normalement à peu près rigides se déforment. C'est ce qui se passe lors de la collision entre deux plaques continentales par exemple (comme deux voitures lors d'une collision frontale). C'est ce phénomène qui est à l'origine de la création des chaînes de montagnes comme les Alpes ou l'Himalaya. La sismicité est alors diffuse dans toute la région qui se déforme. Les séismes ont donc lieu sur des failles. Le glissement sur le long de ces failles, apparemment continu à l'échelle des temps géologiques, s'effectue par une succession de séismes. Il existe différents types de failles, vous pouvez voir une animation pour les types principaux.