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Les plaques lithosphériques sont les sections de la croûte terrestre et du manteau supérieur qui se déplacent – très lentement – sur le manteau inférieur. Les scientifiques savent que ces plaques se déplacent à partir de deux sources de données différentes – géodésiques et géologiques – qui leur permettent de remonter dans le temps géologique.
Mouvement des plaques géodésiques
La géodésie, science qui consiste à mesurer la forme de la Terre et sa position sur celle-ci, permet de mesurer le mouvement des plaques directement à l’aide du GPS, le système de positionnement global. Ce réseau de satellites est plus stable que la surface de la Terre. Ainsi, lorsqu’un continent entier se déplace de quelques centimètres par an, le GPS peut le dire. Plus cette information est enregistrée longtemps, plus elle devient précise et, dans une grande partie du monde, les chiffres sont déjà assez précis.
Le GPS peut également indiquer les mouvements tectoniques des plaques. La tectonique des plaques repose sur l’hypothèse que la lithosphère est rigide, ce qui est toujours valable et utile. Mais certaines parties des plaques sont molles en comparaison, comme le plateau tibétain et les ceintures montagneuses de l’ouest américain. Les données GPS permettent de séparer les blocs qui se déplacent indépendamment, même si ce n’est que de quelques millimètres par an. Aux États-Unis, les microplaques de la Sierra Nevada et de la Basse Californie ont été distinguées de cette façon.
Mouvement des plaques géologiques : Présente
Trois méthodes géologiques différentes permettent de déterminer les trajectoires des plaques : paléomagnétique, géométrique et sismique. La méthode paléomagnétique est basée sur le champ magnétique terrestre.
Lors de chaque éruption volcanique, les minéraux contenant du fer (principalement de la magnétite) sont magnétisés par le champ dominant au fur et à mesure qu’ils refroidissent. La direction dans laquelle ils sont magnétisés est dirigée vers le pôle magnétique le plus proche. Comme la lithosphère océanique se forme continuellement par le volcanisme au niveau des crêtes de propagation, toute la plaque océanique porte une signature magnétique cohérente. Lorsque le champ magnétique terrestre s’inverse, comme c’est le cas pour des raisons encore mal comprises, la nouvelle roche prend la signature inversée. Ainsi, la plupart des fonds océaniques présentent un motif de bandes magnétiques comme s’il s’agissait d’un morceau de papier sortant d’un télécopieur (seul ce motif est symétrique par rapport au centre d’étalement). Les différences d’aimantation sont faibles, mais les magnétomètres sensibles des navires et des avions peuvent les détecter.
L’inversion du champ magnétique la plus récente remonte à 781 000 ans. La cartographie de cette inversion donne donc aux scientifiques une bonne idée des mouvements des plaques dans le passé géologique le plus récent.
La méthode géométrique donne aux scientifiques la direction de l’épandage en fonction de la vitesse d’épandage. Elle est basée sur les failles de transformation le long des dorsales médio-océaniques. Si vous regardez une crête d’étalement sur une carte, elle présente un motif en escalier de segments à angle droit. Si les segments d’étalement sont les marches, les transformées sont les contremarches qui les relient. Soigneusement mesurées, ces transformées révèlent les directions d’étalement. Avec les vitesses et les directions des plaques, vous avez des vitesses qui peuvent être mises en équation. Ces vitesses correspondent parfaitement aux mesures GPS.
Les méthodes sismiques utilisent les mécanismes focaux des tremblements de terre pour détecter l’orientation des failles. Bien que moins précises que la cartographie et la géométrie paléomagnétiques, ces méthodes sont utiles pour mesurer les mouvements des plaques dans les régions du globe qui ne sont pas bien cartographiées et qui ont moins de stations GPS.
Mouvement des plaques géologiques : Passé
Les scientifiques peuvent étendre les mesures au passé géologique de plusieurs façons. La plus simple consiste à étendre les cartes paléomagnétiques des plaques océaniques à partir des centres d’expansion. Les cartes magnétiques des fonds marins se traduisent précisément en cartes d’âge. Ces cartes révèlent également comment la vitesse des plaques a changé lorsque les collisions les ont poussées à se réarranger.
Malheureusement, les fonds marins sont relativement jeunes, pas plus de 200 millions d’années environ, car ils finissent par disparaître sous d’autres plaques par subduction. Au fur et à mesure que les scientifiques se penchent sur le passé, ils doivent de plus en plus s’appuyer sur le paléomagnétisme des roches continentales. Les mouvements des plaques ont fait tourner les continents, les roches anciennes ont tourné avec eux, et là où leurs minéraux indiquaient autrefois le nord, ils pointent maintenant ailleurs, vers les « pôles apparents ». Lorsque vous tracez ces pôles apparents sur une carte, ils semblent s’éloigner du nord véritable au fur et à mesure que les roches remontent dans le temps. En fait, le « nord » ne change pas (en général), et les paléopôles errants racontent l’histoire de continents errants.
Ensemble, les méthodes énumérées ci-dessus permettent la production d’une chronologie intégrée du mouvement des plaques lithosphériques, un récit de voyage tectonique qui mène sans heurts jusqu’à aujourd’hui.
