La couche rocheuse la plus externe, rigide, de la Terre est appelée la croûte. Elle est composée de roches de faible densité, facilement fusibles ; la croûte continentale est principalement constituée de roches granitiques (voir granite), tandis que la composition de la croûte océanique correspond principalement à celle du basalte et du gabbro. Les analyses des ondes sismiques, générées par les tremblements de terre à l’intérieur de la Terre, montrent que la croûte s’étend sur environ 50 km (30 miles) sous les continents, mais seulement sur 5-10 km (3-6 miles) sous les fonds océaniques.
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À la base de la croûte, un changement net dans le comportement observé des ondes sismiques marque l’interface avec le manteau. Le manteau est composé de roches plus denses, sur lesquelles flottent les roches de la croûte. À l’échelle des temps géologiques, le manteau se comporte comme un fluide très visqueux et réagit aux contraintes en s’écoulant. Ensemble, le manteau supérieur et la croûte agissent mécaniquement comme une seule couche rigide, appelée lithosphère.
L’enveloppe extérieure lithosphérique de la Terre n’est pas une pièce continue mais est brisée, comme une coquille d’œuf légèrement fissurée, en une douzaine de blocs rigides majeurs séparés, ou plaques. Il existe deux types de plaques, océaniques et continentales. Un exemple de plaque océanique est la plaque du Pacifique, qui s’étend de l’East Pacific Rise aux fosses sous-marines profondes bordant la partie occidentale du bassin du Pacifique. Une plaque continentale est illustrée par la plaque nord-américaine, qui comprend l’Amérique du Nord ainsi que la croûte océanique située entre elle et une partie de la dorsale médio-atlantique. Cette dernière est une énorme chaîne de montagnes sous-marine qui s’étend dans l’axe du bassin atlantique, passant à mi-chemin entre l’Afrique et l’Amérique du Nord et du Sud.
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Les plaques lithosphériques ont une épaisseur d’environ 60 km (35 miles) sous les océans et de 100 à 200 km (60 à 120 miles) sous les continents. (Il faut noter que ces épaisseurs sont définies par la rigidité mécanique du matériau lithosphérique. Elles ne correspondent pas à l’épaisseur de la croûte, qui est définie à sa base par la discontinuité du comportement des ondes sismiques, comme cité plus haut). Ils reposent sur une couche faible, peut-être partiellement fondue, du manteau supérieur appelée asthénosphère. De lents courants de convection dans les profondeurs du manteau, générés par le chauffage radioactif de l’intérieur, entraînent des mouvements latéraux des plaques (et des continents qui les recouvrent) à un rythme de plusieurs centimètres par an. Les plaques interagissent le long de leurs marges, et ces frontières sont classées en trois types généraux sur la base des mouvements relatifs des plaques adjacentes : divergentes, convergentes et transformantes (ou strike-slip).
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Dans les zones de divergence, deux plaques s’éloignent l’une de l’autre. Les mouvements de remontée d’eau dans le manteau forcent les plaques à s’écarter au niveau des zones de rift (comme le long du milieu du plancher de l’océan Atlantique), où les magmas du manteau sous-jacent remontent pour former de nouvelles roches de la croûte océanique.
Les plaques lithosphériques se rapprochent les unes des autres le long des frontières convergentes. Lorsqu’une plaque continentale et une plaque océanique se rejoignent, le bord avant de la plaque océanique est forcé sous la plaque continentale et dans l’asthénosphère – un processus appelé subduction. Cependant, seules les dalles de croûte océanique les plus fines et les plus denses peuvent subir une subduction. Lorsque deux continents plus épais et plus flottants se rejoignent dans des zones convergentes, ils résistent à la subduction et ont tendance à se déformer, produisant de grandes chaînes de montagnes. L’Himalaya, ainsi que le plateau adjacent du Tibet, se sont formés lors d’une telle collision continent-continent, lorsque l’Inde a été entraînée dans la plaque eurasienne par le mouvement relatif de la plaque indienne-australienne.
Au troisième type de frontière de plaque, la variété transformée, deux plaques glissent parallèlement l’une à l’autre dans des directions opposées. Ces zones sont souvent associées à une forte sismicité, car les contraintes qui s’accumulent dans les plaques crustales coulissantes sont libérées à intervalles réguliers pour générer des séismes. La faille de San Andreas en Californie est un exemple de ce type de frontière, qui est également connue sous le nom de faille ou de zone de fracture (voir zone de fracture sous-marine).
La plupart des processus tectoniques actifs de la Terre, y compris presque tous les séismes, se produisent près des marges de plaques. Les volcans se forment le long des zones de subduction, car la croûte océanique a tendance à être refondue lors de sa descente dans le manteau chaud, puis remonte à la surface sous forme de lave. Des chaînes de volcans actifs, souvent explosifs, se forment ainsi dans des endroits tels que le Pacifique occidental et les côtes ouest des Amériques. Les chaînes de montagnes plus anciennes, érodées par les intempéries et le ruissellement, marquent les zones d’activité antérieure de la marge des plaques. Les parties les plus anciennes et les plus stables géologiquement de la Terre sont les noyaux centraux de certains continents (comme l’Australie, certaines parties de l’Afrique et le nord de l’Amérique du Nord). Appelées boucliers continentaux, ce sont des régions où la formation de montagnes, de failles et d’autres processus tectoniques est réduite par rapport à l’activité qui se produit aux frontières entre les plaques. En raison de leur stabilité, l’érosion a eu le temps d’aplanir la topographie des boucliers continentaux. C’est également sur les boucliers que les preuves géologiques des cicatrices de cratères dues aux anciens impacts d’astéroïdes et de comètes sont les mieux conservées. Mais même là, les processus tectoniques et l’action de l’eau ont effacé de nombreuses caractéristiques anciennes. En revanche, une grande partie de la croûte océanique est nettement plus jeune (des dizaines de millions d’années), et aucune ne remonte à plus de 200 millions d’années.
Ce cadre conceptuel dans lequel les scientifiques comprennent aujourd’hui l’évolution de la lithosphère terrestre – appelé tectonique des plaques – est presque universellement accepté, même si de nombreux détails restent à régler. Par exemple, les scientifiques ne sont pas encore parvenus à un accord général sur la date de formation des noyaux continentaux originaux ou sur la date à laquelle les processus modernes de la tectonique des plaques ont commencé à fonctionner. Il est certain que les processus de convection interne, de ségrégation des minéraux par fusion partielle et recristallisation, et de volcanisme basaltique fonctionnaient plus vigoureusement au cours du premier milliard d’années de l’histoire de la Terre, lorsque l’intérieur de la planète était beaucoup plus chaud qu’aujourd’hui ; néanmoins, la façon dont les masses continentales de surface se sont formées et ont été dispersées peut avoir été différente.
Adapté de C.R. Scotese, The University of Texas at ArlingtonVoir toutes les vidéos de cet article
Une fois que les grands boucliers continentaux se sont développés, la tectonique des plaques a été caractérisée par l’assemblage et la rupture cycliques de supercontinents créés par l’amalgame de nombreux noyaux continentaux plus petits et d’arcs insulaires. Les scientifiques ont identifié deux cycles de ce type dans les archives géologiques. Il y a environ 700 millions d’années, à la fin de l’ère précambrienne, un supercontinent a commencé à se fragmenter en plusieurs continents majeurs, mais il y a environ 250 millions d’années, vers le début de la période triasique, la dérive continue de ces continents a entraîné leur fusion en une seule masse continentale supercontinentale appelée Pangée. Quelque 70 millions d’années plus tard, la Pangée a commencé à se fragmenter, donnant progressivement naissance à la configuration continentale actuelle. La répartition est toujours asymétrique, les continents étant principalement situés dans l’hémisphère nord, à l’opposé du bassin du Pacifique.
De manière étonnante, sur les quatre planètes terrestres, seule la Terre présente des preuves d’une tectonique des plaques omniprésente et à long terme. Vénus et Mars présentent toutes deux une géologie dominée par le volcanisme basaltique sur une croûte largement inamovible, avec seulement de faibles indices d’épisodes peut-être limités de mouvement horizontal des plaques. Mercure est intrinsèquement beaucoup plus dense que les autres planètes terrestres, ce qui implique un noyau métallique plus grand ; sa surface est principalement couverte de cratères d’impact, mais elle présente également un schéma global de cicatrices suggérant un rétrécissement de la planète, associé peut-être à un refroidissement intérieur. Apparemment, les conditions essentielles au type de tectonique des plaques qui se produit sur Terre sont la grande taille de la planète (d’où un flux de chaleur élevé et une croûte mince), ce qui élimine Mars, et l’omniprésence d’eau dans la croûte pour ramollir la roche, ce que Vénus a perdu très tôt dans son histoire. Bien que la Terre soit effectivement active géologiquement et possède donc une surface jeune, la surface de Vénus peut avoir été complètement renouvelée par un volcanisme basaltique global au cours du dernier milliard d’années, et de petites portions de la surface de Mars peuvent avoir subi une érosion très récente par de l’eau liquide ou des glissements de terrain.