Tectonique des plaques : la mobilité horizontale

De la dérive des continents à l’expansion océanique, anomalies magnétiques et vitesse d’expansion, âge des fonds océaniques et forages, mesures GPS et laser, points chauds, modèle des plaques et marqueurs des zones de divergence et de convergence.

À propos de cette page

Ce cours de SVT de première spécialité sur la mobilité horizontale des plaques suit six parties : de Wegener à l’expansion océanique de Hess, les anomalies magnétiques et le calcul de la vitesse d’expansion, l’âge des fonds océaniques par les forages, les mesures GPS et laser, les points chauds, puis le modèle des plaques et les marqueurs des zones de divergence et de convergence. Quatre schémas et un graphique des vitesses des dorsales l’illustrent.

De la dérive des continents à l’expansion océanique

Rappel. En 5^e, tu as vu que la lithosphère est découpée en plaques qui se déplacent de quelques centimètres par an, et que Wegener a proposé en 1912 la dérive des continents à partir d’indices tirés des côtes, des fossiles, des glaciations anciennes et des chaînes de montagnes (« La tectonique des plaques »). En 1^re, on se demande comment ce modèle a été construit, testé, puis quantifié.

Ce qu’il faut savoir La tectonique des plaques est un modèle scientifique construit en un demi-siècle : chaque étape apporte des données nouvelles qui confirment, corrigent ou abandonnent des idées antérieures.
— La dérive des continents (Alfred Wegener, 1912-1915). Les continents actuels proviendraient de la fragmentation d’un supercontinent, la Pangée. Ses arguments sont de quatre types : morphologiques (forme des bordures continentales), paléontologiques (fossiles d’êtres vivants qui n’ont pas pu traverser un océan), paléoclimatiques (traces de climats anciens incompatibles avec la latitude actuelle) et géologiques (roches et chaînes anciennes qui se prolongent d’un continent à l’autre).
— Le rejet. Wegener imagine des continents qui avancent en « labourant » le plancher océanique. Les géophysiciens jugent ce mouvement mécaniquement impossible : le plancher est trop résistant et les forces invoquées bien trop faibles. Faute de mécanisme crédible, l’hypothèse reste largement rejetée jusqu’aux années 1950. Pour expliquer les fossiles communs, on imaginait plutôt des « ponts continentaux » aujourd’hui engloutis, dont on n’a jamais trouvé trace.
— L’exploration des océans (années 1950). Les sondages révèlent au milieu des océans un relief continu de plus de 60 000 km, les dorsales, avec des séismes peu profonds, un volcanisme actif et un flux de chaleur élevé à leur axe ; au bord de certains océans, des fosses profondes.
— L’expansion des fonds océaniques (Harry Hess, 1962). Du matériel chaud remonte sous l’axe des dorsales et forme un plancher neuf qui s’écarte de part et d’autre ; ce plancher disparaît dans les fosses. Ce ne sont plus les continents qui fendent l’océan : c’est le plancher qui les transporte.

Une hypothèse qui fait des prédictions. L’intérêt de l’hypothèse de Hess est qu’elle se teste : si le plancher se forme à l’axe puis s’en écarte, alors (1) il doit être d’autant plus ancien qu’il est loin de l’axe, et cela de façon symétrique ; (2) les sédiments les plus anciens posés sur le basalte doivent vieillir avec la distance à l’axe ; (3) aucun fond océanique ne doit être aussi vieux que les plus vieilles roches continentales ; (4) le plancher doit s’enfoncer quelque part, sous les fosses. Les parties suivantes montrent comment ces prédictions ont été vérifiées, puis mesurées.

Étape	Qui, quand	Ce qui change
Dérive des continents	Wegener, 1912-1915	les continents bougent, mais sans mécanisme crédible
Expansion océanique	Hess, 1962	le plancher se crée aux dorsales et disparaît aux fosses
Bandes magnétiques symétriques	Vine et Matthews, 1963	premier test réussi de l’expansion
Forages en mer	Glomar Challenger, 1968	l’âge du plancher croît avec la distance à l’axe
Modèle des plaques	Morgan, McKenzie, Le Pichon, 1967-1968	toute la lithosphère est découpée en plaques rigides
Mesure directe	GPS, depuis les années 1990	les vitesses actuelles se mesurent en quelques années

Exemples

Classer un argument. Des dépôts glaciaires anciens se trouvent aujourd’hui sous les tropiques : le climat de l’époque ne correspond pas à la latitude actuelle, c’est un argument paléoclimatique. Des fossiles d’un même reptile terrestre de part et d’autre d’un océan : argument paléontologique.

Comparer deux hypothèses. Wegener et Hess s’accordent sur la mobilité des continents. Ils diffèrent sur ce qui bouge : chez Wegener, le continent traverse le plancher ; chez Hess, le plancher, créé à la dorsale, transporte le continent comme un tapis roulant.

Réflexe — pour chaque argument, je me demande ce qu’il compare : une forme (morphologique), un être vivant (paléontologique), un climat (paléoclimatique) ou une roche (géologique).

Attention — la tectonique des plaques n’est pas « la théorie de Wegener enfin acceptée » : elle garde l’idée de mobilité, mais ce sont des plaques de lithosphère (continent et océan) qui bougent, et le plancher océanique est sans cesse créé et détruit.

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Anomalies magnétiques et vitesse d’expansion

Ce qu’il faut savoir — Aimantation fossile. En refroidissant sous sa température de Curie (environ 580 °C pour la magnétite), un basalte acquiert une aimantation orientée selon le champ magnétique terrestre du moment, et la conserve.
— Inversions du champ. Le champ magnétique terrestre s’inverse de façon irrégulière : périodes de polarité normale (comme l’actuelle, depuis environ 0,77 Ma) et périodes de polarité inverse. Datées sur des laves continentales, ces inversions forment une échelle de polarité de référence.
— Anomalies magnétiques. Un magnétomètre tracté par un navire mesure un champ tantôt plus fort que prévu (anomalie positive : basalte aimanté dans le sens du champ actuel), tantôt plus faible (anomalie négative : aimantation inverse). Les deux basaltes ont la même composition : seul le sens de leur aimantation diffère.
— L’interprétation de Vine et Matthews (1963). Les bandes d’anomalies sont parallèles à l’axe et symétriques de part et d’autre : le plancher s’est formé à l’axe en enregistrant le champ du moment, puis il a été écarté des deux côtés, comme une bande magnétique qui défile. C’est le premier test réussi de l’hypothèse de Hess.
— Vitesses. La demi-vitesse d’un flanc est la distance à l’axe d’une limite d’inversion divisée par son âge :

v_{1 / 2} = \frac{d}{t}

. La vitesse d’expansion (écartement des deux plaques) est la somme des demi-vitesses des deux flancs ; elle vaut le double d’une demi-vitesse seulement si l’expansion est symétrique.

Figure 1 — Bandes d’anomalies au-dessus d’une dorsale (valeurs choisies : demi-vitesse de 25 km/Ma). Bande noire : polarité normale, anomalie positive ; bande blanche : polarité inverse, anomalie négative. Âges des limites d’après l’échelle de polarité GTS 2020, arrondis.

Les unités. Une distance en km divisée par un âge en Ma donne des km/Ma. Comme 1 km = 10⁶ mm et 1 Ma = 10⁶ ans, 1 km/Ma = 1 mm/an : le résultat se lit directement en mm/an, puis se convertit en cm/an (÷ 10).

Âge de la limite (Ma)	0,77	1,01	1,08	1,78	1,93	2,61	3,60	4,19	4,30	5,24	6,02
Limite	Brunhes / Matuyama	fin de Jaramillo	début de Jaramillo	fin d’Olduvai	début d’Olduvai	Matuyama / Gauss	Gauss / Gilbert	limites d’épisodes normaux dans Gilbert			début de Gilbert

Lecture : de 0 à 0,77 Ma, polarité normale (Brunhes) ; de 0,77 à 2,61 Ma, polarité surtout inverse (Matuyama), avec deux épisodes normaux, Jaramillo et Olduvai ; de 2,61 à 3,60 Ma, polarité surtout normale (Gauss) ; de 3,60 à 6,02 Ma, polarité surtout inverse (Gilbert).

Dorsales lentes et rapides. Les vitesses d’expansion vont de moins de 2 cm/an (dorsales ultra-lentes, comme la dorsale de Gakkel dans l’Arctique) à plus de 9 cm/an (dorsales rapides, comme la dorsale Est-Pacifique, jusqu’à environ 15 cm/an) ; la dorsale médio-atlantique est une dorsale lente (environ 2 à 5 cm/an), la dorsale sud-est indienne une dorsale intermédiaire (environ 7 cm/an).

Exemples

Lire la figure 1. La limite Gauss / Gilbert (3,60 Ma) est à 90 km de l’axe sur chaque flanc. Demi-vitesse : $\frac{90}{3, 60} = 25$ km/Ma, soit 25 mm/an. L’expansion est symétrique : vitesse d’expansion = 2 × 25 = 50 mm/an = 5,0 cm/an, une dorsale lente.

Une expansion asymétrique. Sur une autre dorsale, la limite de 4,30 Ma est à 215 km à l’est de l’axe et à 172 km à l’ouest. Demi-vitesses : $\frac{215}{4, 30} = 50$ mm/an et $\frac{172}{4, 30} = 40$ mm/an. Vitesse d’expansion = 50 + 40 = 90 mm/an = 9 cm/an ; doubler la seule demi-vitesse du flanc est (2 × 50 = 100 mm/an) donnerait 10 cm/an, soit 10 mm/an de trop.

Réflexe — distance à l’axe (km) ÷ âge (Ma) = demi-vitesse en mm/an ; j’additionne les deux flancs pour l’expansion.

Attention — demi-vitesse ≠ vitesse d’expansion ; et 1 km/Ma vaut 1 mm/an, pas 1 cm/an : un résultat de plusieurs mètres par an signale une erreur d’unité.

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L’âge des fonds océaniques : forages et sédiments

Ce qu’il faut savoir — Dater le plancher. Par comparaison avec l’échelle de polarité, chaque bande magnétique reçoit un âge. Relier les points de même âge donne des isochrones, parallèles aux dorsales : la carte de l’âge des fonds océaniques est symétrique de part et d’autre de chaque dorsale, et l’âge croît avec la distance à l’axe.
— Les forages. Dès qu’un basalte se met en place à l’axe, des sédiments commencent à s’y déposer. Les sédiments posés directement sur le basalte ont donc presque le même âge que lui : ils en donnent un âge minimal, très proche de son âge réel. En 1968-1969, le navire de forage Glomar Challenger fore une série de sites de part et d’autre de la dorsale médio-atlantique, dans l’Atlantique Sud : l’âge des sédiments au contact du basalte augmente avec la distance à l’axe, comme le prévoyait l’expansion.
— L’épaisseur des sédiments augmente en général avec la distance à l’axe : un plancher plus ancien a reçu des sédiments plus longtemps ; à l’axe, il n’y en a presque pas.
— Un plancher toujours jeune. Les fonds océaniques les plus anciens encore en place ont environ 180 Ma (Pacifique ouest), contre plus de 4 milliards d’années pour certaines roches continentales. Le plancher est créé aux dorsales et disparaît dans les zones de subduction ; la lithosphère continentale, peu dense, ne s’y enfonce pas et se conserve.

Calculer avec les âges. Une demi-vitesse se calcule aussi avec un forage : distance du site à l’axe ÷ âge des sédiments au contact du basalte. Inversement, une vitesse d’expansion supposée constante donne la durée d’ouverture d’un océan : $t = \frac{largeur}{vitesse d’expansion}$ . Si les demi-vitesses calculées sur plusieurs sites sont égales, la vitesse a été constante ; si elles changent, on calcule la vitesse entre deux sites : $\frac{d_{2} - d_{1}}{t_{2} - t_{1}}$ .

Exemples

Un forage. À 620 km de l’axe, les sédiments au contact du basalte ont 31 Ma : demi-vitesse $\frac{620}{31} = 20$ km/Ma, soit 20 mm/an.

L’âge d’un océan. Un océan de 2 400 km de large s’ouvre à 4 cm/an, soit 40 mm/an = 40 km/Ma : $\frac{2 400}{40} =$ 60 Ma.

Une vitesse qui change. Deux forages : 240 km et 12 Ma ; 540 km et 32 Ma. Vitesse entre les deux : $\frac{540 - 240}{32 - 12} = \frac{300}{20} = 15$ mm/an, alors que $\frac{240}{12} = 20$ mm/an depuis 12 Ma : l’expansion s’est accélérée.

Réflexe — âge du plancher ≈ âge des sédiments les plus anciens posés sur le basalte ; durée = largeur ÷ vitesse d’expansion.

Attention — diviser la distance la plus lointaine par l’âge le plus ancien donne une moyenne qui masque un changement de vitesse ; et la largeur d’un océan s’ouvre à la vitesse d’expansion, pas à la demi-vitesse.

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Mesurer les mouvements actuels : GPS et laser

Ce qu’il faut savoir — La géodésie spatiale mesure directement le mouvement actuel des plaques. Le GPS (réseaux de stations permanentes depuis les années 1990) donne la position d’une station au millimètre près ; la télémétrie laser mesure la distance entre des stations au sol et des satellites. Quelques années d’enregistrement suffisent pour obtenir une vitesse.
— Une série temporelle donne le déplacement de la station selon l’est et selon le nord au cours du temps. La pente de chaque droite est une composante de la vitesse :

v_{E} = \frac{Δ E}{Δ t}

v_{N} = \frac{Δ N}{Δ t}

, comptées positivement vers l’est et vers le nord, négativement vers l’ouest et vers le sud.
— La vitesse de la station vaut

v = \sqrt{v_{E}^{2} + v_{N}^{2}}

; sa direction se lit d’après les signes et la taille des deux composantes.
— Le référentiel. Une vitesse GPS est toujours donnée par rapport à un référentiel : référentiel international, ou une plaque supposée fixe. La vitesse relative de deux plaques se calcule en comparant deux stations situées de part et d’autre de leur limite : sur une ligne est-ouest, c’est la différence de leurs vitesses.
— Deux échelles de temps. Le GPS mesure le mouvement de quelques années ; les anomalies magnétiques et les forages, une moyenne sur des millions d’années. Les deux donnent des vitesses très proches : le mouvement des plaques est globalement continu à l’échelle des temps géologiques.

Figure 2 — Série temporelle d’une station GPS (valeurs choisies), dans le référentiel international.

Exemples

Lire la figure 2. En 8 ans, la station s’est déplacée de 168 mm vers l’est et de 224 mm vers le nord : $v_{E} = \frac{168}{8} = 21$ mm/an et $v_{N} = \frac{224}{8} = 28$ mm/an. Vitesse : $\sqrt{21^{2} + 28^{2}} = \sqrt{441 + 784} = \sqrt{1 225} =$ 35 mm/an, vers le nord-est (un peu plus vers le nord que vers l’est).

Une vitesse relative. De part et d’autre d’un rift, la station ouest a $v_{E} = - 9$ mm/an et la station est $v_{E} = + 11$ mm/an : elles s’écartent de 11 − (−9) = 20 mm/an. Si les deux allaient vers l’est, à +26 et +11 mm/an, la station ouest rattraperait l’autre : rapprochement de 26 − 11 = 15 mm/an.

Réflexe — pente de chaque droite = une composante (avec son signe) ; vitesse = racine de la somme des carrés ; vitesse relative = différence des vitesses de deux stations.

Attention — deux stations qui vont dans le même sens peuvent quand même s’écarter ou se rapprocher : c’est la différence de leurs vitesses qui compte, pas leurs sens.

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Les points chauds : un repère dans le manteau profond

Ce qu’il faut savoir — Un point chaud est une remontée localisée de matière chaude venue du manteau profond (idée proposée par J. Tuzo Wilson en 1963). Il produit un volcanisme intraplaque, loin des limites de plaques. On le considère comme fixe par rapport au manteau profond.
— Un alignement volcanique. La plaque défile au-dessus du point chaud : chaque volcan formé à son aplomb est emporté, cesse d’être alimenté et s’éteint, tandis qu’un nouveau volcan se forme au-dessus du point chaud. Le volcan actif est au-dessus du point chaud ; l’âge des volcans croît dans le sens du déplacement de la plaque.
— La vitesse de la plaque par rapport au manteau profond vaut : distance au volcan actif ÷ âge du volcan. Entre deux volcans :

\frac{d_{2} - d_{1}}{t_{2} - t_{1}}

.
— Un autre référentiel. Les anomalies magnétiques et le GPS donnent le mouvement d’une plaque par rapport à une autre ; les points chauds donnent le mouvement d’une plaque par rapport au manteau profond, même loin de toute limite, sur des dizaines de millions d’années. Dans ce référentiel, les dorsales elles-mêmes se déplacent.
— Une approximation. Les points chauds ne sont pas parfaitement fixes : des données paléomagnétiques montrent que celui d’Hawaï s’est déplacé vers le sud entre environ 80 et 50 Ma (Tarduno et al., 2003). Leur mouvement reste beaucoup plus lent que celui des plaques.

Figure 3 — Coupe d’un alignement de point chaud (valeurs choisies). Le nord-ouest est à gauche.

Exemples

Lire la figure 3. Le volcan de 9,6 Ma est à 864 km du volcan actif : $\frac{864}{9, 6} = 90$ km/Ma, soit 9 cm/an vers le nord-ouest, le sens où les volcans vieillissent. Le volcan de 4,5 Ma donne $\frac{405}{4, 5} = 90$ km/Ma : la vitesse a été constante.

Une plaque qui accélère. Sur un autre alignement : volcan A à 300 km, 3 Ma ; volcan B à 1 300 km, 23 Ma. Depuis la formation de A : $\frac{300}{3} = 100$ mm/an. Entre B et A : $\frac{1 300 - 300}{23 - 3} = 50$ mm/an. La plaque allait deux fois moins vite avant 3 Ma : elle a accéléré.

Réflexe — les volcans vieillissent dans le sens où va la plaque ; vitesse = distance au volcan actif ÷ âge.

Attention — la migration du volcanisme vers les volcans jeunes est apparente : ce n’est pas le point chaud qui avance, c’est la plaque qui défile en sens inverse. Et une vitesse « par rapport au point chaud » n’est pas une vitesse par rapport à la plaque voisine.

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Le modèle des plaques et les marqueurs de leurs limites

Ce qu’il faut savoir — Le modèle des plaques (1967-1968 : Jason Morgan, Dan McKenzie et Robert Parker, Xavier Le Pichon). La lithosphère est découpée en plaques rigides qui se déplacent les unes par rapport aux autres sur l’asthénosphère ; elles se déforment très peu en leur centre, et la déformation, les séismes et le volcanisme se concentrent à leurs limites. En 1968, Le Pichon calcule les mouvements relatifs de six grandes plaques à partir des vitesses d’expansion.
— Identifier les plaques par la sismicité. Sur une carte, les épicentres dessinent des bandes étroites qui délimitent de grands domaines presque sans séismes : ce sont les plaques. On compte une quinzaine de plaques principales et de nombreuses microplaques.
— Trois types de limites. Zones de divergence (les plaques s’écartent : dorsales, rifts), zones de convergence (elles se rapprochent : subduction, collision), et failles transformantes, où les plaques coulissent sans créer ni détruire de lithosphère (J. T. Wilson, 1965) : entre deux tronçons de dorsale décalés, elles coulissent à la vitesse d’expansion ; au-delà des tronçons, le prolongement inactif de la faille, la zone de fracture, ne sépare plus deux plaques.
— Des marqueurs différents. Divergence et convergence se distinguent par des marqueurs sismologiques (profondeur des foyers), thermiques (flux géothermique) et pétrologiques (roches mises en place).

Marqueur	Zone de divergence (dorsale)	Zone de convergence (subduction)
Relief	dorsale, souvent une vallée axiale (rift) sur les dorsales lentes	fosse océanique, puis arc volcanique ou cordillère sur la plaque chevauchante
Séismes	foyers superficiels le long de l’axe (en général moins de 10 km sous le fond, un peu plus sur les dorsales les plus lentes)	foyers de plus en plus profonds sous la plaque chevauchante, jusqu’à environ 700 km : ils dessinent un plan incliné
Failles	failles normales : extension	failles inverses : compression
Flux géothermique	maximal à l’axe, puis décroissant avec l’âge du plancher	faible à la fosse (≈ 30 à 40 mW/m²), élevé sous l’arc volcanique (≈ 80 à 90 mW/m²)
Roches et volcanisme	basaltes, volcanisme effusif	andésites, volcanisme explosif

Figure 4 — Coupe schématique d’une divergence et d’une subduction : position des foyers des séismes.

La collision. Quand deux lithosphères continentales se rencontrent, aucune ne plonge profondément : les séismes, superficiels à intermédiaires, sont répartis sur une zone large ; plis, failles inverses et chevauchements construisent une chaîne de montagnes, sans volcanisme actif notable (Himalaya, Alpes).

Exemples

Reconnaître une limite. Le long d’un profil ouest-est, des foyers à 20 km, 110 km puis 330 km de profondeur vers l’est, et des andésites en surface à l’est : les foyers s’enfoncent sous la plaque est, la plaque ouest plonge sous elle, c’est une subduction.

Lire un flux. 260 mW/m² sur un plancher très jeune, 50 mW/m² à 1 000 km de là sur un plancher ancien : le flux maximal signale l’axe d’une dorsale.

Réflexe — je croise au moins deux marqueurs (profondeur des séismes, flux, roches, mouvements GPS) avant de nommer une limite.

Attention — un flux élevé ne suffit pas : il est élevé à l’axe d’une dorsale, mais aussi sous l’arc volcanique d’une subduction. Et une plaque n’est pas un continent : elle porte souvent un continent et une portion d’océan.

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Pour aller plus loin

Ces notions prolongent le chapitre, mais elles sont traitées dans d’autres chapitres.

Ce qui se passe sous une dorsale : remontée du manteau et décompression, fusion partielle de la péridotite, chambre magmatique, structure de la lithosphère océanique (basaltes, gabbros, péridotites), dorsales lentes et rapides, hydrothermalisme, refroidissement et épaississement de la lithosphère, rifts continentaux : chapitre « Divergence : dorsales, rifts et lithosphère océanique ».
Ce qui se passe dans une zone de convergence : plan de Wadati-Benioff, déshydratation de la plaque plongeante, magmatisme des zones de subduction, collision et épaississement de la croûte, moteur de la subduction : chapitre « Convergence : subduction, magmatisme et collision ».
La structure du globe (lithosphère et asthénosphère, ondes sismiques, flux géothermique et convection du manteau, tomographie) : chapitre « Structure du globe : croûtes, manteau, noyau ».

À retenir

Wegener (1912-1915) : dérive des continents, arguments morphologiques, paléontologiques, paléoclimatiques et géologiques, rejetée faute de mécanisme ; Hess (1962) : le plancher se crée aux dorsales, disparaît aux fosses et transporte les continents.
Le basalte s’aimante sous sa température de Curie selon le champ du moment ; les inversions donnent des bandes d’anomalies parallèles et symétriques (Vine et Matthews, 1963). Demi-vitesse = distance ÷ âge (1 km/Ma = 1 mm/an) ; vitesse d’expansion = somme des deux demi-vitesses.
L’âge du plancher croît avec la distance à l’axe (isochrones, forages du Glomar Challenger en 1968) ; les sédiments au contact du basalte en donnent un âge minimal ; les fonds ont au plus ≈ 180 Ma, car ils sont recyclés en subduction.
GPS et laser mesurent le mouvement actuel : $v = \sqrt{v_{E}^{2} + v_{N}^{2}}$ , toujours dans un référentiel ; vitesse relative = différence des vitesses de deux stations ; les vitesses actuelles et celles des millions d’années concordent.
Point chaud fixe par rapport au manteau profond : l’âge des volcans croît dans le sens du déplacement de la plaque ; vitesse = distance au volcan actif ÷ âge.
Plaques rigides (1967-1968), limites dessinées par la sismicité ; divergence (séismes superficiels, failles normales, flux fort, basaltes), convergence (séismes jusqu’à ≈ 700 km, failles inverses, andésites), failles transformantes.

Questions fréquentes

Pourquoi la dérive des continents de Wegener a-t-elle été rejetée ?

Wegener (1912-1915) avait de bons arguments, morphologiques, paléontologiques, paléoclimatiques et géologiques. Mais il imaginait des continents avançant à travers le plancher océanique, ce que les géophysiciens jugeaient mécaniquement impossible. Il a fallu l’exploration des océans et l’hypothèse de l’expansion océanique de Hess (1962) pour proposer un mécanisme : le plancher se crée aux dorsales et transporte les continents.

Comment calculer la vitesse d’expansion d’une dorsale ?

On divise la distance entre l’axe et une limite d’anomalie magnétique par l’âge de cette limite : on obtient la demi-vitesse d’un flanc, en km/Ma, c’est-à-dire en mm/an. La vitesse d’expansion est la somme des demi-vitesses des deux flancs, soit le double d’une demi-vitesse seulement si l’expansion est symétrique.

Comment sait-on l’âge des fonds océaniques ?

Par les anomalies magnétiques, comparées à l’échelle de polarité, et par les forages : les sédiments posés directement sur le basalte en donnent un âge minimal. L’âge croît avec la distance à la dorsale, de façon symétrique ; les fonds les plus anciens ont environ 180 millions d’années, car le plancher disparaît dans les zones de subduction.

Comment mesure-t-on le mouvement actuel des plaques ?

Par GPS et télémétrie laser : la position d’une station est connue au millimètre près, et quelques années suffisent pour calculer sa vitesse à partir de ses composantes est et nord. Une vitesse est toujours donnée dans un référentiel ; la vitesse relative de deux plaques se calcule avec deux stations situées de part et d’autre de leur limite.

Que nous apprennent les points chauds sur le mouvement des plaques ?

Un point chaud, remontée de matière venue du manteau profond, est considéré comme fixe. La plaque qui défile au-dessus emporte les volcans formés à son aplomb : leur âge croît dans le sens du déplacement de la plaque, et la distance au volcan actif divisée par l’âge donne la vitesse de la plaque par rapport au manteau profond.

Comment distinguer une zone de divergence d’une zone de convergence ?

En croisant plusieurs marqueurs. À une dorsale : séismes superficiels, failles normales, flux géothermique maximal à l’axe, basaltes. À une zone de subduction : fosse, séismes de plus en plus profonds jusqu’à environ 700 km, flux faible à la fosse mais élevé sous l’arc volcanique, andésites. Les failles transformantes, elles, font coulisser deux plaques.

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