tectonique
(allemand Tektonik, du grec tektonikê, art du charpentier)
Partie de la géologie qui a pour objet l'étude des déformations des corps solides du système solaire (planètes telluriques et satellites naturels), en relation avec les forces (la dynamique) et les mouvements (la cinématique) qui les produisent.
La tectonique est l'expression géologique de l'activité géophysique interne de la planète (→ Terre). Elle conditionne une partie de la dynamique externe, relevant en particulier de la sédimentologie, de l'hydrologie et de la climatologie. Elle influence également le volcanisme (→ volcan), jouant un rôle dans les conditions de genèse des magmas et guidant leur cheminement jusqu'à la surface. (La géologie structurale est une discipline souvent confondue avec la tectonique, mais davantage axée sur la géométrie des déformations.)
La tectonique s'étudie sur plusieurs ordres de grandeur, de l'échelle microscopique (microtectonique) à l'échelle de la planète ou du satellite (tectonique globale). Les déformations récentes font l'objet de la néotectonique et les déformations actuelles de la sismotectonique.
Les déformations se produisent sous l'effet des contraintes tectoniques, définies comme des forces agissant sur des surfaces (forces de surface) ou des volumes rocheux (forces de volume), et dont l'origine varie selon le corps planétaire ou satellitaire considéré. La traduction de contraintes en déformations ainsi que le style de ces déformations dépendent des conditions de température et de pression, du temps d'application des contraintes, de la nature homogène ou hétérogène des roches, et de leur teneur en eau. Le comportement cassant ou ductile de la roche est lié à ces conditions rhéologiques.
1. Historique de la tectonique
Le modèle de la tectonique s’est construit en trois périodes :
1.1. L'idée fondatrice
Grâce à l’observation de la complémentarité des côtes d’Amérique du Sud et de l’Afrique par Francis Bacon (1620), le géographe français Antonio Snider-Pellegrini (1802-1885) émet l’idée d’une dérive des continents de part et d’autre de l’océan Atlantique. L’identité des fossiles en des points séparés par des océans était pourtant encore expliquée au début du xxe siècle par l’existence de ponts intercontinentaux qui se seraient effondrés.
Reprenant les observations de Bacon, en 1912, le géophysicien allemand Alfred Wegener explique ces ressemblances paléontologiques par des déplacements horizontaux des continents. En proposant l’idée de continents légers (SIAL) flottant sur des océans plus denses (SIMA), le géologue autrichien Eduard Suess conforte la théorie de la dérive des continents. Mais avec des idées trop novatrices et en proposant que le moteur de ces déplacements seraient les marées et la rotation de la Terre, sa théorie ne fut pas reconnue (son principal détracteur fut le Britannique Harold Jeffreys [1891-1989]).
1.2. La construction du modèle
En 1912, la mise en évidence de la première discontinuité géophysique ou moho permet de matérialiser la croûte rigide. En 1928, le géologue britannique Arthur Holmes suppose que des matériaux fluidifiés par la chaleur interne de la Terre remontent en surface, mais on pensait à l’époque que des mouvements de matière dans des milieux solides étaient impossibles. Pourtant, en 1952, les premières mesures de flux géothermiques prouvent la remontée de matériel chaud au niveau des dorsales océaniques.
En 1960, le géologue américain Harry Hess propose l’existence de mouvements de convection qui animeraient la remontée des fonds océaniques au niveau des dorsales et l’enfouissement des matériaux au niveau des fosses (moteur du type « tapis roulant »). En 1962, le géophysicien américain Robert Dietz (1914-1995) utilise le terme d’expansion océanique.
La preuve viendra des géologues britanniques Frederick Vine et Drummond Matthews (1963) qui interprètent la symétrie des inversions du paléomagnétisme des basaltes océaniques comme le résultat de l'expansion des fonds océaniques à partir des dorsales. Le mouvement du plancher océanique dans les zones de subduction est alors justifié par l’ancienne découverte de l’alignement des séismes par le géophysicien américain Victor Benioff (1949). Le physicien canadien John Wilson suggère la présence de points chauds et de failles transformantes (1965). En 1967, le géophysicien américain William Jason Morgan (né en 1935) synthétise l’ensemble de ces données en parlant de « mouvements de plaques lithosphériques ».
1.3. La confortation de la théorie
Grâce aux travaux de forage en mer (JOIDES) effectués dès 1968, l’âge des sédiments et des basaltes des fonds océaniques confirme la tectonique des plaques. À partir de 1990, la tomographie sismique reproduit les mouvements des masses froides et chaudes dans la Terre. Depuis 1994, le GPS observe en direct ces mouvements et mesure précisément la cinétique des déplacements.
2. Les structures tectoniques
Un comportement cassant se traduit par la fracturation de la roche au-delà d'un certain seuil de contraintes. Les structures tectoniques résultantes sont des plans appelés diaclases, fentes de tension et failles. Une faille normale produit un allongement horizontal du matériau, alors qu'une faille inverse (ou chevauchement) produit un raccourcissement horizontal. Une faille verticale faisant coulisser deux blocs horizontalement est appelée faille décrochante. L'identification de la direction et du sens de mouvement d'une faille se fait par l'analyse géométrique de marqueurs observés sur le plan de la faille, les tectoglyphes.
La déformation ductile, à conditions de température et de pression globalement plus élevées, comprend les plis, des structures pénétratives linéaires appelées linéations tectoniques, et d'autres, planaires, nommées schistosités (schiste). À l'échelle microscopique, la tectonique ductile se reflète dans la déformation des minéraux de la roche, dont l'analyse de la géométrie permet l'identification du sens de mouvement.
3. La tectonique des plaques
3.1. Les plaques tectoniques
La lithosphère de la Terre se déplace globalement vers l'ouest par rapport au manteau sous-jacent. À ce mouvement d'ensemble se superpose le déplacement relatif de plaques lithosphériques, qui se déforment sur leur pourtour mais dont l'intérieur est théoriquement indéformable : ce système tectonique porte le nom de tectonique des plaques. Il existe une douzaine de grandes plaques lithosphériques reconnues depuis l'avènement de la théorie en 1966-1968, auxquelles s'ajoutent un certain nombre de microplaques que l'on découvre peu à peu. Les mouvements relatifs des plaques sont divergents, convergents ou transformants, et leur vitesse est comptée en centimètres par an. Ils sont associés à la plus grande partie de la sismicité mondiale (→ séisme, sismologie).
Les plaques peuvent être océaniques, continentales, ou (le plus souvent) mixtes. La lithosphère continentale, d'épaisseur variant en fonction de son âge entre 100 à 200 km, est constituée de boucliers, comprenant des cœurs de croûte précambrienne granitisée, les cratons, auxquels se sont adjointes des ceintures orogéniques ultérieures érodées d'un âge pouvant aller jusqu'au paléozoïque. L'épaisseur de la lithosphère océanique varie de 6-7 km aux dorsales, correspondant à la croûte océanique basaltique directement au contact de l'asthénosphère, à 70-10 km à proximité des continents.
3.2. Les frontières de plaques divergentes
3.2.1. Le Rifting
Les frontières divergentes correspondent à des zones de rift (fossé d'effondrement). Dans la plupart des cas les frontières divergentes naissent en domaine continental, réutilisant fréquemment des discontinuités lithosphériques antérieures. Dans les stades précoces, la croûte continentale, d'une épaisseur initiale de 30 km, s'étire par rifting. L'étirement se traduit en surface par le développement de failles normales délimitant un système de fossés d'effondrement, ou grabens. Par isostasie, l'abaissement de la surface topographique du rift continental s'accompagne d'une élévation de la base de la lithosphère. Dans certains cas, le manteau asthénosphérique se décomprime alors suffisamment pour subir un certain degré de fusion partielle adiabatique, produisant du magmatisme. Il arrive que l'étirement d'un rift ne dépasse pas ce stade du rift continental, comme dans le cas du rift rhénan, associé au volcanisme du Kaisersthul, et l'on parle alors de rift avorté.
3.2.2. La naissance de la croûte océanique
Si l'étirement de la croûte se poursuit, la fusion partielle peut atteindre 10 à 15 %. Le magma basaltique ainsi extrait du manteau constitue la croûte océanique, que l'on retrouve dans les ophiolites, portions de lithosphère océanique transportées sur le continent.
3.2.3. L’expansion océanique
Lorsque l'océanisation succède au rifting, la taille de l'océan s'accroît par la succession d'un très grand nombre d'injections magmatiques le long de l'axe du rift océanique, qui se régénère ainsi continuellement à un taux d'expansion de 1 à 18 cm/an, selon le schéma classique du « tapis roulant océanique ». Le rift est localisé au sommet d'une ride topographique appelée dorsale océanique, comme la dorsale médio-atlantique ou la dorsale est-pacifique.
3.2.4. Les failles transformantes et les zones de fracture
Les rifts océaniques sont segmentés et décalés par des failles à mouvement décrochant. Celles-ci sont sismiquement actives dans l'espace entre deux segments de rift contigus, où elles sont appelées failles transformantes car elles transforment le mouvement d'accrétion en mouvement de coulissement. Sur leur portion à l'extérieur des deux segments du rift, elles sont inactives, et désignées sous le nom de zones de fracture.
3.2.5. Frontières divergentes et points chauds
Une anomalie thermique chaude survenant à la base de la lithosphère (point chaud) diminue sa résistance. Si la configuration cinématique en cours du système des plaques l'autorise, cet affaiblissement favorise le développement d'un point triple, point de convergence de trois rifts dont la localisation précise pourra dépendre de la configuration des hétérogénéités de la lithosphère. Dans la corne de l'Afrique, ces circonstances pourraient expliquer la convergence de la ride d'Aden, de la ride de la mer Rouge et du rift avorté éthiopien, ainsi que la géométrie de la dépression afar.
La superposition d'un rift océanique et d'un point chaud augmente le taux de fusion partielle, car l'anomalie thermique du point chaud ajoute son effet à la décompression adiabatique du manteau. L'épaisseur de croûte océanique produite augmente alors considérablement, comme dans le cas de l'Islande, dorsale océanique émergée dont la croûte est épaisse de 25 à 30 km.
3.3. Les frontières de plaques convergentes
Le diamètre terrestre étant constant, l'accrétion magmatique aux dorsales doit être compensée par une perte de volume lithosphérique en d'autres endroits : cela se produit dans les zones de subduction et les zones de collision.
3.3.1. La subduction
Au fur et à mesure que la lithosphère océanique s'éloigne de l'axe de la dorsale, elle se refroidit ; son relief, d'origine thermique, s'atténue, et sa densité augmente. La croûte océanique, initialement à 2,5 km sous la surface océanique, peut atteindre la profondeur des plaines abyssales, 4 à 6 km. Tant que la densité de la croûte océanique reste inférieure à celle de l'asthénosphère, la lithosphère océanique se raccorde à la lithosphère continentale par une lithosphère de transition : il s'agit d'une marge passive. La quasi-totalité du continent africain est ainsi bordée de marges passives. Lorsque la densité de la croûte devient supérieure à celle de l'asthénosphère, la lithosphère océanique va, par gravité, s'enfoncer dans cette asthénosphère : il s'agit d'une zone de subduction.
Une nouvelle limite de plaque, une marge active, se développe ainsi, topographiquement marquée par une fosse océanique dont la profondeur peut atteindre 11 km. La plaque océanique Pacifique est ainsi en subduction sur l'ensemble de ses marges.
3.3.2. Les arcs insulaires et les bassins d'arrière-arc
À partir de l'initiation d'une subduction, l'angle que fait la lithosphère en subduction avec l'horizontale, le pendage, s'accroît progressivement jusqu'à des valeurs supérieures à 60°, tirant de plus en plus la lithosphère océanique vers le bas.
La lithosphère au-dessus de la plaque en subduction se décomprime latéralement, pendant que, dans le manteau sous-jacent, se réorganise la géométrie des rouleaux de convection. La conjonction des deux processus induit un état de contrainte extensif dans la lithosphère à l'aplomb du plan en subduction, qui est parfois suffisant pour qu'au sein de la plaque chevauchante s'individualise un arc insulaire par l'expansion d'un domaine océanique étroit, ou bassin d'arrière-arc. La mer du Japon est un bassin d'arrière-arc induit par la subduction de la plaque Pacifique sous l'arc insulaire du Japon.
3.3.3. Les chaînes de subduction
Lorsque le pendage de la subduction est faible, une friction se produit entre les deux lithosphères, qui entrent en compression. La subduction engendre ainsi la formation d'une cordillère longeant la fosse océanique. Les Andes sont un exemple de chaîne de subduction. Le volume de la chaîne est augmenté par l'accrétion de magmas dont l'analyse chimique met en évidence la fusion partielle d'une fraction de la croûte océanique. La friction entre la partie supérieure de la croûte en subduction et la plaque sus-jacente produit un rabotage, ou écaillage, des sédiments océaniques dans les fosses de subduction, qui s'accumulent sous la forme d'un prisme d'accrétion.
3.3.4. L’obduction et la collision
Un océan entier peut être digéré dans le manteau : deux masses continentales se retrouvent alors face à face et la subduction océanique fait place à la collision.
Au cours de la subduction, il arrive qu'une rupture de la lithosphère océanique amène une partie de celle-ci à chevaucher une autre partie, redoublant ainsi son épaisseur. Dans ce cas, au début de la collision, la portion topographiquement la plus élevée de la lithosphère océanique est transportée sur la croûte continentale au lieu de passer par dessous : c'est le mécanisme d'obduction.
La collision de deux masses continentales, dont la densité est voisine, produit une superposition de couches de croûte, pouvant atteindre jusqu'à 70 km d'épaisseur, par le biais de vastes chevauchements, appelés plans de charriage, auxquels sont associées des déformations de détail pouvant revêtir une grande complexité. La chaîne alpine est l'exemple d'une vaste chaîne de collision allant des cordillères Bétiques espagnoles et de l'Atlas marocain à l'ouest jusqu'à la chaîne himalayenne à l'est. Sa formation, ou orogenèse, est attribuée à la dislocation d'un supercontinent à partir du trias, la Pangée, ouvrant le vaste océan de la Téthys d'orientation générale est-ouest, puis à la fermeture de cet océan, toujours en cours en Méditerranée.
3.4. Les frontières de plaques transformantes
Certaines plaques lithosphériques coulissent les unes par rapport aux autres, sans rapprochement ou écartement, excepté de façon locale. C'est le cas des plaques Afrique et Arabie, qui coulissent le long de la faille du Levant qui traverse du sud au nord Israël, le Liban et la Syrie. Un autre exemple est la faille de San Andreas en Californie, le long de laquelle coulissent la plaque Pacifique à l'ouest et la plaque Amérique du Nord à l'est. Les frontières de plaques le long desquelles les plaques coulissent sont appelées transformantes.
4. Tectonique et mouvements dans le manteau
Les zones de subduction jouent un rôle majeur dans l'entretien de la tectonique des plaques : ce sont elles qui, tirant sur la lithosphère du plancher océanique, assurent le fonctionnement des dorsales et guident le déplacement des plaques. Les zones de subduction imposent la géométrie et le sens du mouvement des cellules de convection dans le manteau à leur proximité. Inversement, l'expansion océanique impose un flux de manteau ascendant en dessous des dorsales. L'arrivée de lithosphère subductée à la base du manteau, la couche D, observée par endroits par tomographie sismique, pourrait également induire une déstabilisation thermique à la limite manteau-noyau, donnant naissance à des panaches thermiques ascendants responsables de points chauds. La tectonique des plaques joue ainsi un rôle majeur dans les motifs de circulation du manteau.
5. L’influence des forces de volume
Sur la Terre, les principales déformations de la lithosphère résultent de contraintes induites par le déplacement des plaques lithosphériques. Les forces de volume, liées à la gravité (pesanteur), jouent un rôle secondaire, et se manifestent lorsqu'un relief topographique en surrection devient trop lourd pour supporter son propre poids et s'effondre sur lui-même. C'est le cas du plateau du Tibet, à 4 000 m d'altitude, ou de l'Altiplano de la chaîne andine. Des forces de gravité susceptibles de modifier la tectonique d'une région sont également générées par l'empilement épais de roches magmatiques denses dans la lithosphère.
6. L’évolution de la tectonique terrestre
Les premiers témoignages d'une croûte terrestre datent de l'archéen (3,8-2,5 milliards d'années), et en retour définissent l'hadéen (4,55-3,8 milliards d'années). La nature de la tectonique archéenne demeure largement spéculative. Une tectonique de plaques a pu naître dès cette époque ou se mettre en place progressivement, peut-être jusqu'à la fin du protérozoïque (2,5-0,53 milliard d'années). La croissance des premiers noyaux continentaux est attribuée à la production magmatique des premiers points chauds et à la formation des premiers arcs insulaires.
7. La tectonique dans le Système solaire
La tectonique des plaques n'est qu'un des systèmes tectoniques planétaires possibles. En dépit d'une structure interne proche, aucune des planètes telluriques ne présente le même système de tectonique globale, en raison – pense-t-on –, de leur différence de taille, donc de quantité et de rapidité de dissipation de la chaleur interne, et de leur différence de proximité au Soleil. L'étude de l'activité tectonique des autres corps solides du Système solaire est en pleine expansion, dopée par l'accélération du rythme des missions d'exploration du Système solaire, et constitue un domaine de la géologie en bouleversement continu.
7.1. La tectonique des planètes telluriques
7.1.1. La tectonique d’impact (Lune, Mercure)
La tectonique d'impact a joué un rôle majeur dans l'évolution des planètes et satellites, se manifestant par des cratères (ou bassins), une fracturation dense de la croûte, et, pour les gros impacts, un magmatisme basaltique intense. La datation des roches lunaires met en évidence un flux de météorites intense jusqu'à un âge de 3,7 milliards d'années, avant qu'il ne se stabilise rapidement à sa valeur actuelle. Ce flux a affecté l'ensemble du système solaire et a donc nécessairement influencé la tectonique précoce de toutes les planètes à surface solide et des satellites.
La tectonique de la Lune a été en très grande partie induite par la tectonique d'impact. Sur Mercure s'ajouterait l'influence d'une contraction thermique planétaire précoce.
7.1.2. La tectonique de Vénus
La tectonique de Vénus, très intense, n'est pas clairement expliquée, mais apparaît majoritairement influencée par la remontée de panaches chauds du manteau, le magmatisme qui y est associé, et leur compensation isostatique plus ou moins complète. La tectonique observée sur Vénus fait suite à un rajeunissement volcanique complet de la surface il y a moins d'un milliard d'années, et illustre peut-être un régime thermique alternant des périodes de calme relatif en surface contemporaines d'un chauffage progressif du manteau sous une lithosphère continue faisant effet de couverture thermique, et des périodes de volcanisme catastrophique rompant cette couverture et durant lesquelles l'excédent de chaleur est évacué.
7.1.3. La tectonique de Mars
La tectonique de Mars est dominée, au premier ordre, par la limite de la dichotomie hémisphérique, un escarpement topographique de quelques kilomètres de hauteur faisant le tour de celle-ci et dont l'origine est vraisemblablement liée à l'activité interne de la planète et à des impacts météoritiques majeurs, et, au deuxième ordre, par le vaste bombement volcanique de Tharsis. Les contraintes tectoniques associées au soulèvement lithosphérique de Tharsis et à sa compensation isostatique pourraient expliquer la plus grande partie des structures tectoniques, extensives et compressives, de la planète, y compris le vaste système de fossés d'effondrement de Valles Marineris. L'hypothèse de l'existence passée d'une tectonique de plaques est soulevée périodiquement mais ne bénéficie pas d'arguments décisifs.
8. La tectonique des satellites des planètes géantes
La tectonique de glace des satellites des planètes géantes est extrêmement variée. Les satellites galiléens de Jupiter Europe, Ganymède et Callisto montrent des surfaces très récentes et très déformées, affectant une fine pellicule de glace surmontant une pellicule océanique à faible profondeur. Les satellites de glace Miranda, autour de Saturne, et Triton, autour de Neptune, présentent également des styles tectoniques remarquables mais loin d'être compris.
