Tectonique des plaques

Théorie selon laquelle la croûte terrestre et une partie du manteau supérieur sont formées de sept plaques rigides principales et d'autres plus petites qui se déplacent constamment sous la poussée de forces produites par des pertes thermiques provenant de l'intérieur de la planète.

Théorie selon laquelle la croûte terrestre et une partie du manteau supérieur sont formées de sept plaques rigides principales et d'autres plus petites qui se déplacent constamment sous la poussée de forces produites par des pertes thermiques provenant de l'intérieur de la planète. Ces mouvements, qui se produisent depuis des millions d'années, sont à l'origine des changements géologiques. Au cours de l'évolution géologique du globe, ils ont ouvert et fermé des bassins océaniques (voir Océan) et des volcans, fait surgir des montagnes, favorisé l'accumulation de minéraux et la formation de pétrole et influencé l'évolution et le changement de climat. Le frottement des plaques les unes contre les autres empêche leur mouvement continu et emmagasine l'énergie qui se libère brusquement, ce qui provoque des tremblements de terre.

Histoire

Théories anciennes et premières découvertes

La découverte des Amériques par les premiers explorateurs européens il y a quelque 500 années conduira à la constatation que la côte est de l'Amérique du Sud s'emboîterait parfaitement dans la côte ouest de l'Afrique s'il n'y avait pas l'océan Atlantique. À l'époque, on croit que la Terre n'a que 6000 ans environ; on pense donc que seul un cataclysme peut avoir séparé les continents au moment de la création.

Au 19e siècle, les géologues suggèrent qu'à en juger par l'imposante accumulation de roches sédimentaires, la Terre doit avoir plus de 6000 ans et qu'elle a peut-être même des centaines de millions d'années. Les physiciens, pour leur part, font valoir que la Terre évacue la chaleur à sa surface et qu'elle doit donc se refroidir puisqu'on ne lui connaît aucun foyer interne de chaleur. Si elle a été incandescente à l'origine, il a fallu, disent-ils, tout au plus quelques dizaines de millions d'années pour qu'elle atteigne sa température actuelle. Par ailleurs, ils soutiennent qu'une contraction aurait plissé sa surface comme la pelure d'une pomme desséchée et que les plis ainsi formés seraient les chaînes de montagnes que nous connaissons. La découverte de la radioactivité en 1896 révèle que des éléments radioactifs sont présents dans les roches et constituent une source de chaleur; elle permet aussi d'estimer l'âge de la Terre à environ 4,6 milliards d'années.

Dérive des continents

En 1910, le géologue américain Frank B. Taylor émet l'hypothèse que les continents se déplacent lentement et que les chaînes de montagnes sont nées de leur collision. En 1912, un météorologue allemand, Alfred Wegener, émet l'hypothèse suivante : à une époque, les continents actuels formaient un seul supercontinent, la Pangée, qui s'est disloqué il y a environ 200 millions d'années, donnant naissance à des fragments dérivant sur les fonds océaniques. Cette théorie reçoit le nom de dérive des continents. Ses adversaires la réfutent lors d'une importante conférence, en 1926, en grande partie parce qu'on ne connait pas de mécanisme qui permettrait aux continents de se déplacer sur les fonds océaniques. La théorie n'en conserve pas moins des adeptes là où elle semble se vérifier, comme dans les Alpes et en Afrique du Sud. Ainsi, A.L. du Toit, un géologue sud-africain, suppose que la Pangée s'est disloquée pour former deux continents, le Gondwana au Sud, et la Laurasie au Nord, qui se sont divisés ultérieurement pour former les continents actuels.

Sismologie et constitution interne de la Terre

Notre compréhension de la planète Terre vient surtout de l'étude des séismes. Celle-ci porte le nom de sismologie (voir Géologie) et c'est elle qui a vraiment fait exploser les connaissances dans ce domaine. On connaît depuis toujours les tremblements de terre, sans pouvoir les expliquer. Or, à la fin du 19e siècle, l'empereur du Japon invite l'Anglais John Milne à venir étudier le phénomène. Milne et des confrères mettent au point le premier véritable sismographe, le premier réseau mondial d'enregistrement des séismes et une théorie sur les ondes sismiques. D'autre part, les chercheurs français Rothé, père et fils, ainsi que les Américains B. Gutenberg et C.F. Richter, réussissent, grâce à l'amélioration des techniques d'enregistrement, à démontrer que la plupart des séismes se manifestent près des principaux archipels du Pacifique et des chaînes de montagnes, dans l'Himalaya et dans les régions alpestres d'Eurasie.

Comme la vitesse de propagation des ondes sismiques dépend de la composition de la matière rocheuse et des changements causés par l'augmentation de la température et de la pression avec la profondeur, la sismologie a aussi permis de connaître la structure interne de la Terre. On peut se représenter cette structure comme un œuf dur : la coquille correspond à la croûte rocheuse visible, froide et cassante, puis le blanc, qui est le manteau beaucoup plus épais, constitué de roches plus denses, et enfin le jaune, qui représente le noyau riche en fer à l'état liquide.

L'existence de la couche déformable à une profondeur de quelques dizaines de kilomètres a été bien illustrée dans le centre nord de l'Amérique du Nord au cours des récentes époques glaciaires : en effet, le continent s'est affaissé sous le poids des glaciers et ne cesse de se relever depuis qu'ils ont fondu (voir Glaciation). Le relèvement laisse des plages surélevées de plusieurs centaines de mètres de hauteur au bord des Grands Lacs et de la baie d'Hudson.

Reconnaissant que la matière peut se déplacer latéralement en se relevant après la disparition de la glace, comme l'eau est déplacée par un bateau, et reprendre sa place quand la charge n'est plus là, on a établi un nouveau vocabulaire désignant les couches rocheuses externes de la Terre selon leur résistance. Ainsi, le mot lithosphère (littéralement « sphère de pierre ») désigne l'enveloppe relativement froide, rigide et mécaniquement résistante constituée de la croûte terrestre et de la partie superficielle du manteau supérieur. Son épaisseur peut varier de plus de 200 km sous les parties froides et vieilles des continents, comme le Bouclier canadien, à seulement quelques kilomètres sous les fonds océaniques. Située sous la lithosphère, l'asthénosphère (sphère faible) est la partie ductile du manteau supérieur et elle peut se déplacer de quelques centimètres par an.

Fonds océaniques

C'est au milieu du 19e siècle, grâce aux sondages effectués par le commodore Matthew F. Maury, de la marine américaine, qu'on commence à recueillir des données sur les fonds océaniques. Ces sondages révèlent que l'Atlantique, en son milieu, est moins profond qu'ailleurs. L'expédition Challenger (1872-1876) découvre une élévation importante dans l'axe de l'Atlantique, qui recevra le nom de dorsale médio-atlantique. Des expéditions subséquentes découvrent des dorsales dans d'autres océans et ainsi que des fosses profondes au large de certains continents et du côté convexe de certains arcs insulaires qui bordent le Pacifique.

Il y a suffisamment de connaissances dès 1910 pour que Frank Taylor, un géologue américain, propose que la dorsale médio-atlantique est un rift dont les bords s'écartent. Dans les années 1920, Reginald A. Daly, géologue canadien, émet l'hypothèse que les chaînes de montagnes de l'ouest des Amériques ont été créées par le glissement des masses continentales vers le Pacifique, alors que l'Atlantique s'ouvrait derrière elles. En 1931, en Angleterre, A. Holmes propose que la chaleur produite par la radioactivité engendre dans le manteau des courants de convection qui s'élèvent sous les fonds marins et se dispersent dans des directions opposées pour ensuite redescendre aux fosses océaniques. À l'époque, en l'absence d'une instrumentation adéquate, il est toutefois impossible de produire des preuves irréfutables.

L'étude des fonds marins commence dans les années 1930 avec les échosondeurs et se développe rapidement à partir de la Deuxième Guerre mondiale grâce à la mise au point de magnétomètres tirés par des bateaux, qui servent d'abord à détecter les sous-marins, mais ont permis d'obtenir une cartographie détaillée des fonds marins par télédétection. En 1956, Maurice Ewing et Bruce Heezen, de l'Université Columbia, remarquent que l'épicentre de certains séismes coïncide avec la crête des dorsales océaniques. En 1960, ils établissent l'existence de la plus grande chaîne de montagnes de la Terre, qui serpente sur 60 000 km le long de l'axe de l'océan Atlantique, contourne l'Afrique du Sud et se poursuit dans l'océan Indien; de là, elle se ramifie, d'un côté vers le golfe d'Aden et la mer Rouge, de l'autre vers le sud de l'Australie et de la Nouvelle-Zélande, d'où elle traverse le Pacifique pour rejoindre la faille de San Andreas à l'embouchure du golfe de Californie. À certains endroits, la dorsale émerge, formant des îles comme l'Islande, les Açores et l'île de Pâques.

Grandes failles et zones de fracture

Des océanographes de Californie remarquent que sur des centaines de kilomètres les crêtes des dorsales sont déportées par de grandes cassures ressemblant à des failles, mais qui s'interrompent brusquement en arrivant aux continents. Ces caractéristiques sous-marines ajoutent un nouvel élément aux discussions sur les énormes failles observées en 1936 par le canadien Clifford H. Stockwell près du Grand lac des Esclaves.

En 1946, en Écosse et en Nouvelle-Zélande, des géologues émettent l'hypothèse que d'énormes failles dont les lèvres sont décalées de plus de 100 km traversent ces pays : elles commencent et se terminent dans la mer. En Californie, en 1953, d'autres géologues démontrent que les blocs rocheux de chaque côté de la faille de San Andreas, qui commence dans le golfe de Californie et se termine dans le Pacifique au large du cap Mendocino, sont décalés de 560 km. Ces découvertes posent un problème aux tenants d'une planète rigide : comment expliquer de tels décalages ou la façon dont se terminent des failles aussi importantes?

Magnétisme des roches

Les pôles magnétiques de la Terre coïncident approximativement avec les pôles de son axe de rotation géographique. Au début du 20esiècle, on démontre que de nombreuses roches acquièrent une faible aimantation lors de leur formation et qu’elles conservent cette propriété. On pense que c’est le champ magnétique terrestre qui impose cette aimantation.

Étant donné que l'inclinaison magnétique est forte aux latitudes élevées et faible aux basses latitudes, mesurer l'orientation magnétique d'une roche permet de connaître la position du pôle magnétique à l'époque de sa formation.

En 1954, le géophysicien britannique Keith Runcorn découvre qu'on peut déterminer la position des pôles magnétiques à partir de roches d'âges variés; on obtient ainsi une courbe de dérive apparente des pôles. On découvre aussi que les courbes de dérive des pôles des autres continents diffèrent les unes des autres, mais qu'elles correspondent si on replace les continents aux endroits suggérés par Wegener. Cette découverte apporte une preuve quantitative de la dérive des continents et entraîne progressivement un changement d'opinion qui, au cours des deux décennies suivantes, fait accepter cette théorie par la plupart des géologues, bien que le mécanisme de déplacement des continents reste inconnu.

Des études antérieures ont démontré que certaines roches sont magnétisées en sens inverse du champ magnétique actuel et, dans les années 1920, le géophysicien japonais Motonori Matuyama s'aperçoit que les inversions magnétiques datent d'époques différentes : périodiquement, le pôle Nord magnétique devient le pôle Sud et inversement. On sait maintenant que les inversions surviennent à intervalles irréguliers de quelques milliers à quelques millions d'années; il y en aurait eu environ 200 depuis 100 millions d'années. En 1961, l’américain Arthur Raff et l’anglais Ronald Mason publient une carte des fonds marins au large de la côte ouest de l'Amérique du Nord entre 52º et 40º de latitude. La carte présente des modèles ordonnés de bandes ayant une intensité magnétique élevée qui alternent avec d'autres de faible intensité et une symétrie de ces bandes de chaque côté d'une dorsale formée de segments et dont l'axe est décalé par des failles transformantes. Cette carte est le fondement de la théorie de la tectonique des plaques.

Théorie de la tectonique des plaques

La différence essentielle entre la théorie de la tectonique des plaques et celle de la dérive des continents est que celle-ci postule que les continents se déplacent sur le fonds marins tandis que, selon la première, les continents et les fonds océaniques sont des parties de la même « coquille d'œuf craquelée » de plaques lithosphériques rigides, mais mobiles, qui reposent sur l'asthénosphère ductile. Le principal apport à cette théorie est venu de la connaissance des fonds océaniques, qui occupent plus de 60 pour cent de la surface de la Terre. Les plaques sont séparées par trois types de frontières : frontière de plaques divergentes, frontière de plaques transformantes et frontière de plaques convergentes.

Frontières de plaques divergentes

Une dorsale est une frontière de divergence entre deux plaques qui s'écartent et croissent par l'apport de basalt (un type de roche ignée) provenant du manteau. En 1960, l'Américain H.H. Hess reprend la théorie de Holmes sur les courants de convection du manteau. Il suppose leur montée sous la dorsale médio-océanique du Pacifique Est, la rupture de la croûte, l'épanchement de magma formant une nouvelle croûte océanique et l'enfoncement (subduction) de vastes portions des fonds sous les montagnes et les îles bordant le Pacifique.

En 1963, deux Canadiens, Lawrence W. Morley et André Larochelle, sont les premiers à démontrer que de longues lignes d'anomalies magnétiques forment, dans l'Atlantique, des bandes parallèles et symétriques de chaque côté de la dorsale. Ils constatent que ces bandes ont été causées par les inversions du champ magnétique terrestre. Ceci paraît si étrange que deux revues scientifiques réputées refusent leur article. Cependant, la même année, deux Anglais, Fred Vine et Drummond H. Matthews, notent le même phénomène dans l'océan Indien et en viennent aux mêmes conclusions. La lave basaltique émise le long du rift au sommet de la dorsale se solidifie et elle « fige » les orientations du champ magnétique. Il en résulte des anomalies magnétiques. Le « code-barres » que constituent les anomalies magnétiques normales et inversées des fonds océaniques permet de déterminer les taux d'expansion des fonds océaniques. Cette conclusion est acceptée rapidement grâce à l'enrichissement de la cartographie océanique en 1968 par le Deep Sea Drilling Program des É.-U., dont les échantillons de roche ont pu être analysés et datés au moyen des isotopes. C'est ainsi que l'on sait que les fonds océaniques les plus anciens ont un peu moins de 200 millions d'années et se trouvent près des îles Mariannes, dans le Pacifique Ouest.

Frontières de plaques transformantes

Le deuxième type de frontière entre les plaques est un endroit où les plaques glissent latéralement les unes contre les autres le long de failles transformantes. Une carte des lieux de tremblements de terre superposée à celle des fonds marins au large de la côte Pacifique de l'Amérique du Nord, mentionnée plus haut, a montré que la pointe sud de la dorsale en expansion qui s'étend au large entre l'extrême nord de la Californie et le sud-ouest de la Colombie-Britannique est reliée par la faille de San Andreas à la principale dorsale en expansion dans le Pacifique au large de l'Amérique centrale. Il est donc évident que l'expansion du réseau des dorsales contrôle le mouvement latéral de la faille qui les relie.

Une faille active agit comme une charnière entre des dorsales en expansion et c'est ce qui amène John Tuzo Wilson à reconnaître, en 1965, qu'il s'agit d'un genre particulier de faille, qu'il nomme faille transformante, parce qu'elle transforme un type de frontière de plaques en un autre. C'est l'explication de l'origine des grandes zones de fracture qui traversent les fonds océaniques. Ainsi, la dorsale médio-océanique, dans l'Atlantique équatorial, ne décrit pas une courbe parallèle aux côtes adjacentes du Brésil et de l'Afrique : elle a l'apparence d'une ligne brisée en nombreux segments courts et assez droits limités chacun par une zone de fracture qui finit abruptement aux continents. Les dorsales en expansion, perpendiculaires au sens de la séparation des continents, sont brisées et décalées l'une de l'autre par des zones de fracture parallèles au mouvement des continents. Seules les parties de la zone de fracture reliant les dorsales en expansion sont actives et produisent des tremblements de terre. Leurs prolongements inactifs, situés entre la dorsale et le continent, témoignent des expansions plus anciennes remontant à la séparation initiale des continents. La segmentation de la croûte océanique le long des dorsales en expansion et des failles transformantes illustre l'adaptation des blocs des fonds océaniques en expansion à la forme sphérique de la Terre pendant que les Amériques s'éloignaient, en tournant, de l'Afrique et de l'Eurasie.

Frontières de plaques convergentes

Troisièmement, les frontières convergentes des plaques sont les endroits où celles-ci se rencontrent et où l'une des deux se glisse sous l'autre selon une zone de subduction pour disparaître sous le manteau terrestre. Avant la Deuxième Guerre mondiale, Kiyoo Wadati au Japon et Hugo Benioff en Californie ont situé les positions des sources (ou foyers) des séismes sous les chaînes des îles volcaniques du Pacifique Ouest et les montagnes bordant le Pacifique Est. Le foyer est la surface qui s'étend sous les fosses océaniques à des profondeurs allant jusqu'à 700 km en s'éloignant de l'océan à des angles allant d'environ 65º, dans le Pacifique Ouest, à 30º sous les montagnes. Il semble que les tremblements de terre aient été générés par le mouvement de failles inverses géantes pendant que le fond de l'océan Pacifique était chevauché par les régions qui l'entouraient.

Les cartes des océans montrent que depuis 90 millions d'années, la surface de la Terre a augmenté en moyenne de 3,4 km2 par année du fait de l'expansion des dorsales. Comme la Terre ne peut gonfler comme un ballon, le volume énorme de nouvelle lithosphère produit doit être compensé par le retour d'une quantité comparable de matière au manteau. En s'éloignant des dorsales en expansion à un rythme de 3 à 10 cm par année, la lithosphère océanique se refroidit par conduction thermique au contact de l'eau. En refroidissant, elle devient progressivement plus dense et il se produit une subsidence du fond océanique. On peut donc concevoir les fonds océaniques comme la surface supérieure de cellules de convection géantes. La lithosphère océanique finit par être si dense qu'elle s'enfonce dans le manteau terrestre aux fosses océaniques le long de zones de subduction. Ce sont les branches descendantes des cellules de convection, qu'on peut situer au moyen des failles inverses reconnues par Wadati et Benioff.

Du fait de la circulation des courants de convection, les fonds océaniques se renouvellent constamment. Comme les roches continentales sont moins denses que celles des fonds océaniques, les continents ne s'enfoncent pas sous le manteau terrestre; ils sont plutôt transportés autour de la surface de la Terre sur des tapis roulant océaniques qui croissent et disparaissent continuellement, un peu comme l'écume se déplace à la surface d'une casserole d'eau sale en ébullition. Cela fournit des explications à la « dérive des continents », ainsi que la présence, sur les continents, de nombreuses roches ayant jusqu'à 2,5 milliards d'années et même de certaines qui ont près de 4 milliards d'années, tandis que les roches des fonds océaniques n'ont jamais plus de 200 millions d'années.

Quand le plancher de l'océan commence à s'enfoncer, à certains endroits la matière est arrachée et s'ajoute à la plaque chevauchante pour former des masses discontinues de roche de fond comme on en trouve sous une grande partie de la Nouvelle-Zélande, des parties du Japon, de la Californie et du sud de l'Alaska. Ailleurs, la base de la plaque chevauchante peut être amincie par un processus nommé érosion de subduction. Pendant que les roches du fond océanique continuent à s'enfoncer en suivant des zones de subduction jusqu'à des profondeurs d'environ 100 à 250 km, elles libèrent de l'eau surchauffée qui élève et abaisse le point de fusion des roches de la lithosphère supérieure. La roche en fusion qui atteint la surface forme un alignement de volcans qui borde une grande partie de l'océan Pacifique, d'où le nom de ceinture de feu du Pacifique, tandis que la roche qui refroidit et se solidifie dans la croûte forme de grandes masses granitiques, telles que les montagnes de la chaîne Côtière de la Colombie-Britannique. L'augmentation de la température qui se communique amincit aussi la lithosphère et l'affaiblit, de sorte que, en réaction à une compression latérale, elle peut se déformer, se gonfler et former des chaînes de montagnes comme les Andes et la cordillère.

La profondeur à laquelle s'enfonce une plaque en subduction ne fait pas consensus. Certains suggèrent qu'elle n'est que de 700 km comme le signalent les tremblements de terre. D'autres utilisent une technique nommée tomographie sismique, fondée sur le fait que la transmission des ondes sismiques est plus rapide dans la plaque en subduction, plus fraîche, que dans le manteau chaud où elle s'enfonce. Des images fournies par la tomographie sismique montrent que les plaques qui descendent s'approchent de l'interface manteau-noyau. Des roches des fonds océaniques qui commençaient à disparaître sous l'ouest du continent nord-américain il y a 100 millions d'années se trouvent maintenant à 2800 km de profondeur sous la côte est du continent.

Lorsque l'océan Téthys qui séparait la plaque indienne et la plaque eurasienne s'est refermé, il y a plus de 40 millions d'années, par une subduction sous ce qui est maintenant le Tibet, la collision entre les continents de surface a créé un amas de roc qui a donné l'Himalaya et a surélevé le plateau tibétain. Alors, comment la cordillère nord-américaine et les Andes ont-elles pu se former sans collision continentale, mais seulement par le chevauchement de la lithosphère du Pacifique par les Amériques? Par endroits, des fragments provenant surtout d'anciennes chaînes d'îles volcaniques sont imbriqués dans les montagnes, mais aucun n'est assez gros pour avoir élevé des chaînes montagneuses à l'échelle du continent. La formation des montagnes a débuté lorsque l'Atlantique a commencé à s'ouvrir et il semble que le déplacement des Amériques vers l'Ouest ait été si rapide que la lithosphère du Pacifique n'a pu plonger assez vite pour s'ôter de leur chemin, de sorte que le continent est entré en collision avec le plancher de l'océan, comme l'avaient suggéré certains des premiers tenants de la « dérive des continents ». C'est ce qui se passe maintenant avec le déplacement vers le Nord et sous l'Alaska de la plaque du Pacifique, qui soulève les plus hautes montagnes d'Amérique du Nord.

Rifting

En 1930, le géologue allemand Hans Cloos fait remarquer l'analogie entre les failles, séismes et volcans le long de la vallée du Rhin et du Grand Rift est-africain. Le volcanisme et les soulèvements en forme de dômes sont plus importants aux points de triple jonction, c'est-à-dire là où trois plaques se rencontrent. Par exemple, en Éthiopie où se rejoignent la mer Rouge, le golfe d'Aden et le Grand Rift; au Sinaï où se rencontrent la mer Rouge et les golfes d'Aden et d'Aqaba. La mer Rouge, qui s'est ouverte pendant les derniers 10 millions d'années, semble unir ces deux régions. Cette relation suggère que les océans naissent là où des rifts reliant une série de centres volcaniques s'étendent pour former des océans. Quand cela se produit, il se crée un quatrième type de frontière à l'intérieur d'une plaque tectonique entre le continent, en hauteur, et le fond océanique. À cet endroit, de grandes quantités de sédiments apportés du continent par l'érosion se déposent sur le fonds océanique adjacent. Aujourd'hui, il se trouve de tels dépôts au large de la côte est de l'Amérique du Nord, ou le « rifting » amorcé il y a quelque 200 millions d'années a entraîné l'ouverture de l'océan Atlantique Nord. Un exemple plus ancien de frontière semblable, formée il y a entre 500 et 200 millions d'années, est préservé dans les montagnes Rocheuses canadiennes.

Points chauds

Des points chauds se forment au-dessus de colonnes cylindriques de magma ayant une tête en forme de champignon et appelés panaches mantelliques, que la convection en profondeur dans le manteau fait monter sous les océans et les continents. Certains se trouvent au milieu des plaques lithosphériques, comme celui d'Hawaï et celui de Yellowstone; d'autres, comme celui de l'Islande et celui de Tristan da Cunha, se trouvent le long d'une dorsale océanique. À la surface, les points chauds se dénotent par un flot volumineux de lave volcanique et sont associés à des séries insulaires de volcans éteints ou à des champs de lave. À mesure qu'on s'éloigne du point chaud actif, on constate une augmentation de leur âge et ils prennent forme quand la lithosphère recouvre le sommet du panache. Une série simple qui s'étend en direction nord-nord-ouest sur plus de 30º de latitude à partir d'Hawaï s'est formée quand la plaque du Pacifique s'est déplacée dans cette direction en recouvrant le panache. Dans un autre cas, la dorsale forme une série double en se subdivisant pour former les dorsales de Walvis et de Rio Grande dans l'Atlantique Sud, qui s'étendent de l'archipel Tristan da Cunha, au-dessus du panache actuel, jusqu'à la côte d'Afrique et à la côte d'Amérique du Sud, où des roches volcaniques vieilles de 130 millions d'années marquent l'extrémité de chacune. Cela étaye l'hypothèse selon laquelle, il y a 130 millions d'années, un point chaud s'est formé sous le continent de Gondwana, relié par des rifts à d'autres points chauds; cela expliquerait l'origine de l'océan Atlantique.

État actuel des plaques

La partie superficielle du globe est formée de sept grandes plaques et de beaucoup de plus petites. Celle du Pacifique, la plus grande, est constituée entièrement de lithosphère océanique sauf pour la Basse-Californie, au Mexique, et le sud-ouest de la Californie, tandis que les autres plaques - africaine, antarctique, eurasienne, indienne, nord-américaine et sud-américaine - sont constituées de lithosphère continentale et de lithosphère océanique.

Le processus de changement est lent, mais continu. Dans la plupart des cas, cela se passe graduellement, mais il se produit parfois des réorganisations de plaques. Il est possible qu'une de ces réorganisations soit en cours actuellement dans l'océan Indien en réaction à la collision entre l'Inde et le Tibet, qui dure depuis 40 millions d'années, et une autre aussi dans la géographie à évolution géologique rapide de l'Asie du Sud-Est, là où le continent australien, qui fait partie de la plaque indienne, avance en direction nord vers les îles volcaniques d'Indonésie, des fragments continentaux et de petits bassins océaniques. Aucun endroit des océans Atlantique et Indien n'a plus de 180 millions d'années; la mer Rouge et le golfe d'Aden ont une dizaine de millions d'années; les vallées du rift de l'est de l'Afrique sont encore plus jeunes et ne font que commencer à s'ouvrir. Bien que la vitesse d'expansion du Pacifique soit trois fois supérieure à celle de l'Atlantique, sa surface s'amenuise car les plaques qui l'entourent s'accroissent.

Cycles de formation des chaînes de montagnes et des océans

À l'exception du Pacifique, les océans actuels appartiennent à la dernière phase d'un cycle commencé au moment de la dislocation de la Pangée il y a 200 millions d'années. L'ancêtre du Pacifique était le superocéan nommé Panthalassa, qui occupait plus de la moitié de la surface du globe du temps de la Pangée. Si on assemblait les deux côtés de l'Atlantique nord, on verrait clairement que les montagnes de Scandinavie, d'Écosse, des Appalaches et du Maroc ont jadis formé une seule chaîne au cœur de la Pangée. Cette chaîne de montagnes a été créée lorsque les anciens océans se sont refermés, pour se rouvrir plus tard, à peu près au même endroit, et former ce qui est maintenant l'Atlantique.

Il y a environ un milliard d'années, tous les continents étaient rassemblés en un seul supercontinent appelé Rodinia, qui s'est fragmenté, il y a quelque 700 millions d'années, en continents qui se sont rassemblés voilà environ 300 millions d'années pour former la Pangée. Kevin Burke et William Kidd ont donné le nom de cycle de Wilson à ce cycle d'ouverture et de fermeture des bassins océaniques. Les roches formées pendant les processus de tectonique des plaques de l'Archéen, soit il y a plus de 2,5 milliards d'années, sont caractérisées par des associations et des organisations linéaires différentes, signe que les processus tectoniques à l'œuvre à cette époque étaient différents.

Conséquences de l'activité tectonique

Les préoccupations directes liées à l'activité tectonique des plaques concernent les séismes, les tsunamis et les volcans, générés pour la plupart aux limites des plaques. Il se produit tout le temps des tremblements de terre, mais les plus importants surviennent lorsque des plaques se rencontrent. La friction bloque leur mouvement; des contraintes s'accumulent pendant des périodes qui peuvent durer des centaines d'années, jusqu'à ce que l'énergie emmagasinée par les contraintes se libère subitement sous forme de tremblement de terre majeur. Il y a des signes d'une suite de gros tremblements de terre au large entre le nord de la Californie et le nord de l'île de Vancouver, là où la grande plaque nord-américaine chevauche la petite plaque de Juan de Fuca. Le dernier grand tremblement de terre s'est produit en 1700 et il devrait s'en produire un autre au cours des 50 prochaines années. De tels séismes peuvent causer l'affaissement ou le rehaussement soudain du fond marin et de la côte et l'eau ainsi déplacée provoquer des tsunamis. L'activité volcanique qui accompagne souvent la convergence des plaques peut être explosive et destructrice, comme l'a montré l'éruption de 1980 du mont Saint Helens, en Oregon.

Un aspect positif de l'activité tectonique est la formation de nombreux types de gîtes minéraux. Les eaux des sources chaudes présentes aux dorsales sont chargées de sulfures métalliques et lorsque l'eau chaude pénètre dans l'eau de mer froide, les sulfures précipitent près des sources sous forme de gîtes de plomb, de zinc et d'autres minéraux. Les chaînes de roche volcanique et plutonique superposées aux zones de subduction abritent de vastes gîtes de cuivre, de molybdène et d'or, comme ceux exploités dans la Cordillère et les Andes. Lorsque des montagnes se forment, les liquides contenant des sulfures métalliques peuvent être comprimés latéralement et se concentrer dans des milieux favorables chimiquement. Par exemple, les dépôts sédimentaires épais formés dans des plaques à la limite de contact entre continent et océan, comme ceux qui existent le long de l'océan Atlantique, contiennent des accumulations d'hydrocarbures.

La collision des continents permet la migration, entre eux, de formes de vie et leur séparation ultérieure permet à ces formes de vie d'évoluer indépendamment pour devenir des espèces différentes. Le déplacement des continents modifie les climats et on lui doit, du moins en partie, les ères glaciaires. Dans certaines configurations continentales, les courants océaniques circulant entre les régions équatoriales chaudes et les régions froides des latitudes élevées distribuent la chaleur et tempèrent le climat. Dans d'autres, par exemple celle de l'Antarctique, presque entièrement entourée de dorsales en expansion, les courants contournent le continent de sorte qu'il perd sa chaleur et qu'une glaciation s'ensuit.


Évolution géologique

Lecture supplémentaire

  • Kent C. Condie, Plate Tectonics and Crustal Evolution (1976, fourth edition 1998); William Glen, The Road to Jaramillo: Critical Years of the Revolution in Earth Sciences (1982); Philip Kearey, Keith A. Klepeis, Frederick J. Vine, Global Tectonics (1990, third edition 2009); J. Tuzo Wilson, Continents Adrift and Continents Aground (1976).

Liens externes