L’enveloppe externe de la Terre
La Terre est constituée de couches : une croûte mince, un épais manteau rocheux et un noyau métallique. La tectonique des plaques concerne les deux couches supérieures, et plus précisément la résistance plus ou moins grande de la roche selon la profondeur.
Lithosphère et asthénosphère
La couche la plus externe, la lithosphère, est froide et rigide. Elle comprend la croûte et la partie supérieure du manteau, et elle est découpée en grands morceaux appelés plaques tectoniques. La lithosphère océanique atteint environ 100 km d’épaisseur. La lithosphère continentale est plus épaisse et, sous les parties les plus anciennes des continents, elle peut descendre beaucoup plus profond.
Sous la lithosphère se trouve l’asthénosphère. C’est toujours de la roche solide, mais assez chaude pour s’écouler très lentement sur de longues durées, comme de la cire tiède. Cette couche peu résistante permet aux plaques rigides situées au-dessus de se déplacer. Les plaques ne flottent pas sur de la roche liquide. Elles glissent sur de la roche solide qui se comporte, sur des millions d’années, comme un fluide très visqueux.
Croûte océanique et croûte continentale
Chaque plaque porte de la croûte à sa surface, et il en existe deux types.
La croûte océanique est mince, environ 7 km, et faite de roches volcaniques sombres et denses comme le basalte et le gabbro. Elle se forme aux dorsales médio-océaniques et disparaît dans les zones de subduction, si bien qu’elle ne vieillit jamais beaucoup : le plus vieux plancher océanique a environ 180 millions d’années.
La croûte continentale est bien plus épaisse, environ 35 km en moyenne et jusqu’à environ 70 km sous l’Himalaya et le Tibet. Elle est faite de roches plus légères, riches en silice, comme le granite. Comme elle est peu dense, elle résiste à l’enfoncement dans le manteau, et la croûte continentale subsiste donc pendant des milliards d’années. Certaines roches du nord du Canada ont environ 4 milliards d’années.
La plupart des plaques portent les deux types de croûte. La plaque nord-américaine comprend le continent nord-américain et la moitié ouest des fonds de l’Atlantique Nord. La plaque pacifique est presque entièrement océanique et couvre à elle seule environ 20,5 % de la surface de la Terre.
Les bords des plaques ne sont pas les côtes
Comme les plaques portent les deux types de croûte, les limites de plaques suivent rarement les bords des continents. La côte est des États-Unis et la côte ouest de l’Afrique sont des marges passives : le continent et le plancher océanique voisin appartiennent à la même plaque et se déplacent ensemble, si bien que ces côtes connaissent peu de grands séismes et n’ont aucun volcan actif. La côte ouest de l’Amérique du Sud est une marge active, où le bord du continent est aussi une limite de plaques, et elle connaît certains des séismes les plus puissants et des volcans les plus hauts de la planète. Savoir si une côte est active ou passive en dit long sur son risque sismique. Consultez la page de n’importe quel pays, comme le Chili ou le Brésil, pour savoir sur quelles plaques il se trouve.
Ce qui fait bouger les plaques
L’intérieur de la Terre est chaud, grâce à la chaleur héritée de la formation de la planète et à la désintégration d’éléments radioactifs. Cette chaleur s’échappe lentement à travers le manteau, qui circule selon un schéma appelé convection mantellique. Les plaques en forment la couche supérieure froide. Trois forces se distinguent.
La traction du panneau plongeant
Dans une zone de subduction, une vieille plaque océanique est plus froide et plus dense que le manteau sous-jacent : elle s’enfonce donc. Ce panneau plongeant entraîne le reste de la plaque derrière lui, comme une nappe qui glisse d’une table. La plupart des géophysiciens considèrent cette traction (slab pull) comme la principale force motrice des plaques.
Les données de PB2002 vont dans ce sens. Les plaques dotées de longs bords en subduction sont les plus rapides par rapport à leurs voisines : la plaque pacifique avance en moyenne d’environ 7,3 cm par an le long de ses limites, la plaque de Nazca d’environ 7,9 cm par an et la plaque de Cocos d’environ 7,0 cm par an. Les plaques presque dépourvues de panneau plongeant se déplacent lentement : la plaque africaine avance en moyenne d’environ 1,8 cm par an et la plaque eurasienne d’environ 2,0 cm par an. Sur l’ensemble des zones de subduction de PB2002, la vitesse relative moyenne est d’environ 6,2 cm par an, plus que pour tout autre type de limite.
La poussée à la dorsale
Les dorsales médio-océaniques sont plus élevées que le vieux plancher océanique qui les entoure, car la lithosphère jeune est chaude et dilatée. La gravité fait glisser doucement les plaques vers le bas, en s’éloignant de ces reliefs. Cette poussée à la dorsale (ridge push) est réelle, mais généralement plus faible que la traction du panneau plongeant.
L’écoulement du manteau
Le manteau situé sous une plaque peut exercer un frottement sur sa base, qui favorise ou freine son mouvement. Des panaches de roche chaude remontant des profondeurs du manteau peuvent aussi former des points chauds, comme Hawaï et l’Islande, et contribuer à amorcer des rifts. Les scientifiques débattent encore de la part qui revient à l’écoulement du manteau dans le mouvement des plaques, par rapport à l’entraînement de cet écoulement par les plaques elles-mêmes.
À quelle vitesse se déplacent les plaques
Les plaques se déplacent de quelques centimètres par an, à peu près à la vitesse de pousse des ongles. Cela paraît lent, mais en un million d’années, une plaque qui avance de 5 cm par an parcourt 50 km. Au cours des 200 millions d’années écoulées depuis le début de la fragmentation de la Pangée, ce mouvement a ouvert l’océan Atlantique tout entier.
Les vitesses indiquées sur ce site proviennent du modèle PB2002. Ce sont des vitesses relatives, mesurées entre plaques voisines le long de leurs limites communes. Le mouvement relatif le plus rapide se produit à la fosse des Tonga, où la plaque pacifique et la plaque des Tonga convergent jusqu’à environ 26 cm par an. La dorsale médio-atlantique, entre l’Amérique du Nord et l’Eurasie, ne s’ouvre en moyenne que d’environ 1,5 cm par an, et le rift est-africain d’environ 0,3 cm par an. La page de chaque plaque, dans l’annuaire des plaques, indique sa vitesse moyenne et sa vitesse maximale.
Combien y a-t-il de plaques
La plupart des manuels citent sept plaques majeures : les plaques pacifique, nord-américaine, eurasienne, africaine, antarctique, indo-australienne et sud-américaine. On y ajoute généralement plusieurs plaques secondaires, comme les plaques de Nazca, de Cocos, caraïbe, arabique, philippine, Juan de Fuca et Scotia.
Le modèle PB2002, publié par Peter Bird en 2003 et utilisé pour nos cartes, définit 52 plaques. Il traite les plaques indienne et australienne comme deux plaques distinctes reliées par une large zone de déformation, et il ajoute des dizaines de microplaques dans des régions complexes comme le sud-ouest du Pacifique et l’Indonésie. Certaines de ses plaques, dont les plaques d’Okhotsk, de l’Amour, du Yangtsé, de la Sonde et somalienne, restent débattues. D’autres modèles utilisent moins de plaques, comme le modèle MORVEL, qui en compte 25, et certaines études récentes cartographient encore davantage de petits blocs. L’annuaire des plaques les classe toutes les 52 par taille.
Comment les scientifiques mesurent le mouvement des plaques
GPS et géodésie spatiale
Aujourd’hui, le mouvement des plaques se mesure directement. Des récepteurs GPS fixés au socle rocheux enregistrent leur position à quelques millimètres près et, après plusieurs années de données, la dérive de chaque station révèle le mouvement de sa plaque. D’autres techniques spatiales, comme les radiotélescopes qui chronomètrent des quasars lointains ou les lasers renvoyés par des satellites, confirment ces résultats. Ces mesures montrent les plaques en mouvement aujourd’hui, année après année.
Les bandes magnétiques du plancher océanique
Le plancher océanique enregistre le mouvement des plaques sur des millions d’années. Quand une nouvelle croûte refroidit à une dorsale médio-océanique, elle fige la direction du champ magnétique terrestre. Ce champ s’inverse de temps à autre, si bien que le fond marin porte un motif de bandes magnétiques parallèles à la dorsale, symétriques de part et d’autre. Les géologues datent les inversions, mesurent la distance de chaque bande à la dorsale et en déduisent la vitesse à laquelle les plaques se sont écartées. La découverte de ces bandes, dans les années 1960, a été un tournant dans l’acceptation de la tectonique des plaques.
D’autres indices
La direction du mouvement se lit dans les failles transformantes, alignées sur le sens de glissement des plaques, ainsi que dans la direction de glissement des séismes. Les chaînes de volcans formées au-dessus de points chauds, comme les îles Hawaï, montrent comment une plaque s’est déplacée au-dessus du manteau. Des modèles comme PB2002 combinent nombre de ces mesures en une image cohérente.
Pour voir où les plaques se rencontrent et ce qui s’y passe, poursuivez avec les limites des plaques, ou explorez la carte des séismes et la carte des volcans. Les termes de cette page sont définis dans le glossaire.