Un peu de géologie,

si nous voulons essayer de comprendre les catastrophes que nous envoient la nature ...

COURANTS DE CONVECTION.

Déplacements spontanés au sein d'un fluide (liquide ou gaz) dont tous les points ne sont pas à la même température.

Ces courants de convection représentent le mode de transmission de la chaleur prépondérant dans les milieux non solides.

Généralités :
De tels déplacements de matière sont provoqués par la différence qui existe entre la densité (ou la masse volumique) d'un fluide froid et celle de ce même fluide chaud. En effet, considérons deux fractions de masses égales d'un fluide donné ; portons l'une de ces fractions à une température supérieure : son volume va augmenter en raison du phénomène de dilatation, mais sa masse va bien entendu rester inchangée. Donc, à volume égal, la fraction chaude est plus légère que la fraction froide.

Un exemple banal de phénomènes de convection, à petite échelle, est fourni par les courants qui apparaissent quand on chauffe de l'eau dans une casserole : l'eau surchauffée du fond (car cette paroi est en contact avec la flamme), devenue moins dense, s'élève vers la surface du liquide ; parallèlement, l'eau de surface, plus froide et donc plus dense, s'abaisse. Il se forme ainsi des courants ascendants et des courants descendants qui sont reliés entre eux par des courants horizontaux. L'ensemble constitue des cellules de convection.

Les courants de convection ont une grande importance. Ce sont principalement eux qui régissent la circulation atmosphérique et océanique : les vents et les courants marins sont des courants de convection.

La convection océanique
La convection océanique est la circulation générale des eaux de l'ensemble des océans. Elle met en mouvement, grâce à des courants superficiels et des courants profonds, toute l'épaisseur d'eau des principaux océans, notamment l'océan Atlantique, l'océan Indien et le Pacifique. Cette convection océanique est dite aussi thermosaline, car elle est liée à la température et à la salinité de l'eau de mer.

Un circuit gigantesque
Les courants superficiels déplacent les eaux jusqu'à 600 ou 800 m de profondeur sous l'action des vents. Schématiquement, au niveau de l'équateur, les courants poussés par les alizés se déplacent d'est en ouest puis, aux abords des continents, ils remontent vers les hautes latitudes, portés par les vents d'ouest. Leur rôle est essentiel car ils permettent de transporter de la chaleur, libérée dans l'atmosphère, de l'équateur vers les pôles. Si ce transfert n'existait pas, il ferait plus chaud à l'équateur et plus froid aux hautes latitudes. Ainsi, le Gulf Stream et le Kuro Shivo réchauffent les eaux respectivement situées au large de l'Europe et du Japon.

Le Gulf Stream joue un rôle particulier dans la convection océanique, car ses eaux sont plus salées. Lors de son parcours vers le nord, il se refroidit progressivement. Plus une eau est froide et salée, plus elle est dense. Aussi, à l'approche des régions polaires (mer du Labrador, de Norvège et du Groenland), les eaux du Gulf Stream deviennent plus lourdes que les eaux sous-jacentes : elles s'enfoncent jusqu'au fond de l'océan, où elles auront une température voisine de 0 C. On peut comparer ces mouvements à un système de chauffage par convection dans une pièce : l'air chauffé et soufflé monte vers le plafond où il se refroidit, puis, plus lourd, il redescend avant d'être réchauffé. Ainsi, la convection aidant, les eaux froides s'écoulent en profondeur vers le sud jusqu'à un lieu où elles se seront suffisamment réchauffées et allégées pour remonter en surface, c'est-à-dire au nord de l'océan Indien et du Pacifique. En chemin, les courants profonds se seront enrichis des eaux de la Méditerranée qui, très salées et donc plus denses, plongent après le détroit de Gibraltar vers 1 200 m de profondeur.

Arrivées en surface, dans les océans Indien et Pacifique, les eaux chaudes sont reprises par les courants chauds qui passent par les détroits indonésiens, puis par le courant des Anguilles, le courant équatorial atlantique et, enfin, le Gulf Stream avant de replonger au fond de l'Atlantique Nord. Ce circuit gigantesque, mettant en mouvement près des trois quarts du volume global des eaux océaniques (1,3 milliard de km3), s'effectue sur une période de 600 à 800 ans.

Un rôle dans le cycle du carbone
La convection océanique globale ne permet pas seulement de transporter de la chaleur de l'équateur vers les pôles, à l'instar de l'atmosphère, elle joue aussi un rôle prépondérant dans le cycle du carbone. En effet, en plongeant dans l'Atlantique Nord, les eaux marines entraînent dans leur circulation générale une grande quantité de dioxyde de carbone (CO2) dissous, pris à l'atmosphère. Si on ajoute le carbone provenant de la biomasse marine, on considère que les océans contiennent ainsi cinquante fois plus de carbone que l'atmosphère. Ce dioxyde de carbone est restitué en partie à l'atmosphère lorsque les eaux profondes refont surface. L'océan mondial se comporte ainsi comme une pompe à CO2. Cela n'est pas sans incidence sur le climat, car le CO2 dans l'atmosphère contribue à l'effet de serre, qui réchauffe les couches basses de notre planète. Or, on sait qu'en raison des activités humaines depuis le début de l'ère industrielle, la concentration de CO2 dans l'atmosphère est croissante, pouvant conduire à un réchauffement climatique. Les océans absorbent une partie de ce CO2, mais cette incorporation océanique, qui s'effectue sur un cycle de plusieurs siècles, est beaucoup plus lente que l'accumulation atmosphérique de CO2.

La convection dans le manteau terrestre
En géologie, l'existence de courants de convection au sein du globe terrestre a été évoquée dès le XIXe siècle (William Hopkins, 1839, et Osmond Fisher, 1881) pour tenter d'expliquer le mécanisme des déformations de l'écorce terrestre, notamment celui de la formation des chaînes de montagnes. Mais ces théories furent abandonnées à la fin du XIXe siècle, les scientifiques ayant alors conclu, sur la base de mesures sismiques récentes, que le manteau terrestre était solide. Ce n'est qu'aux environs des années 1960 que les recherches sur la dynamique des fluides montrèrent que, pour des températures et des pressions suffisantes, les roches pouvaient s'amollir suffisamment, au point d'avoir le comportement physique d'un fluide très visqueux.

La chaleur interne de la Terre a son origine dans la désintégration des éléments radioactifs de la lithosphère et du manteau et dans le résidu de la chaleur initiale liée à la formation de la planète. L'augmentation de la température avec la profondeur (de 1 oC tous les 30 m en moyenne) rend ainsi possible l'existence de zones profondes où les roches seraient partiellement fondues et où des cellules de convection de très grandes dimensions (des milliers de kilomètres selon certains), à mouvement très lent (moins de 1 m par an), pourraient s'établir. La présence d'une zone de plasticité relative de la matière dans le manteau terrestre a d'abord été mise en évidence par les études gravimétriques (études du champ d'attraction terrestre), puis par les études sismiques. Cependant, dans la théorie de la tectonique des plaques, les courants de convection sont considérés comme le moteur du déplacement des plaques lithosphériques les unes par rapport aux autres. Les dorsales océaniques seraient situées au-dessus de courants ascendants de matière chaude (anomalies thermiques positives) ; ces courants divergeraient ensuite sous la lithosphère, provoquant ainsi un écartement progressif des plaques et une expansion des fonds océaniques. Inversement, des courants descendants convergents se situeraient au niveau des zones de subduction, où une plaque plonge sous une autre.

Des mouvements complexes
Mais ce modèle simple ne traduit probablement pas la complexité des mouvements de convection à l'intérieur de la Terre, pour lesquels le consensus scientifique n'est pas établi. Pour certains, l'origine du mécanisme serait très interne : les mouvements de convection dans le noyau externe, qui est liquide, influenceraient une circulation dans le manteau inférieur puis dans le manteau supérieur de la Terre. Pour d'autres, le déplacement des plaques lithosphériques procède directement des mouvements de matière au sein du manteau. Certains pensent qu'il existe des cellules de convection sur toute l'épaisseur du manteau ; d'autres penchent pour un manteau à deux étages de cellules de convection, la superposition des cellules se faisant vers 700 km de profondeur en raison des changements de composition chimique à cette limite entre le manteau supérieur et le manteau inférieur. La forme des cellules de convection n'est pas non plus bien connue. La difficulté vient, d'une part, de ce que le déplacement des plaques lithosphériques ne rend pas forcément compte de toutes les circulations internes et, d'autre part, de ce que l'intérieur de la Terre est inaccessible, pouvant seulement être appréhendé par des méthodes géophysiques qui commencent tout juste à s'affirmer. Comprendre les processus dynamiques de l'intérieur de la Terre est un des grands défis des sciences de la Terre du XXIe siècle.


dérive des continents


(c) IGDA

L'étude du magnétisme conservé dans les roches a permis de représenter la morphologie des continents aux différents âges géologiques. L'unique masse continentale primitive, entourée de l'océan primitif, se fragmenta en donnant naissance d'abord à un bloc continental boréal et à un bloc continental austral, puis aux continents tels que nous les connaissons aujourd'hui. On peut voir ici les positions successives que ceux-ci ont occupées, celles qu'ils occupent actuellement et celles qu'ils occuperont dans 50 millions d'années.

A. Il y a 225 millions d'années existait une seule grande masse continentale, entourée par un océan primitif. La " Téthys ", la mer Méditerranée primitive, séparait l'Eurasie de l'Afrique.

B. Il y a 180 millions d'années, la masse continentale se fragmenta : le bloc continental boréal se déplaça vers le nord et le bloc austral (continent de Gondwana) commença de se diviser. L'Inde s'en sépara, tandis que l'Afrique et l'Amérique du Sud se détachaient du bloc constitué par l'Australie et l'Antarctique.

C. Il y a 135 millions d'années, la plaque indienne continuait à se déplacer vers le nord et l'Eurasie " ripa ", commençant à fermer l'extrémité orientale de la Téthys. L'Atlantique Nord et l'océan Indien s'étaient déjà formés ; l'Atlantique Sud se forma à son tour.

D. Il y a 65 millions d'années, Madagascar s'était désormais séparée de l'Afrique et la Téthys s'était fermée. L'Atlantique Sud avait acquis une extension considérable, mais l'Australie était encore unie à l'Antarctique et l'Inde allait entrer en collision avec l'Asie.

E. Aujourd'hui, l'Inde a fini de se déplacer vers le nord et s'est soudée à l'Asie, tandis que l'Australie s'est séparée de l'Antarctique et l'Amérique du Nord de l'Eurasie, laissant au milieu le Groenland. C'est au cours des 65 derniers millions d'années que s'est formée la moitié environ de l'actuel fond océanique.

F. Dans 50 millions d'années, l'Australie pourrait continuer à se déplacer vers le nord ; une partie de l'Afrique orientale se détachera du continent, et la Californie à l'ouest de la faille de San Andreas se séparera de l'Amérique du Nord. L'océan Pacifique diminuera de taille, compensant en quelque sorte l'expansion des océans Atlantique et Indien, et la Méditerranée sera destinée à disparaître.


dorsale océanique

Relief sous-marin généralement situé dans la partie médiane des océans.

Une dorsale océanique " mondiale "
Les dorsales se rejoignent d'un océan à l'autre et forment ainsi une immense chaîne continue de reliefs sous-marins. La dorsale océanique, qui partage l'océan Atlantique en son milieu, se poursuit au sud, dans l'océan Indien, en contournant l'Afrique.

Elle se sépare en deux branches, une branche remontant jusqu'à s'insinuer dans la mer Rouge, et l'autre branche s'orientant vers l'Australie et l'Antarctique qu'elle sépare, avant de s'engager dans l'océan Pacifique. Dans cet immense océan, la dorsale se décale de plus en plus vers l'est en allant vers le nord, au point d'entrer en contact avec le continent américain en pénétrant dans le golfe de Californie, où elle est prise en relais par la faille de San Andreas.

Caractéristiques
Les dorsales océaniques s'étendent ainsi sur plus de 60 000 km. Elles s'élèvent en moyenne à 2 000 m au-dessus des plaines abyssales ; elles sont donc, à leurs sommets, immergées sous 2 000 à 3 000 m d'eau. Ces immenses chaînes de montagnes occupent le tiers de la surface des océans (leur largeur se situant entre 1 000 et 3 000 km), soit environ 150 millions de km2, autant que tous les continents réunis.

Outre son gigantisme, cette structure majeure de la planète se distingue des autres chaînes de montagnes, comme les Alpes ou l'Himalaya, par des caractères spécifiques. D'abord, ses reliefs sont constitués uniquement de lave (des basaltes). Ensuite, elle ne résulte pas de mouvements de compression comme dans les chaînes " classiques ", mais de mouvements d'extension. Il n'y a donc ni plis ni chevauchements, mais des failles normales formant une topographie plus ou moins en " marches d'escalier ". Enfin, la dorsale présente souvent une vallée centrale, appelée rift, aux versants abrupts, profonde jusqu'à 2 km et large de 20 à 30 km. Cette vallée est parfois moins marquée, voire absente.

L'axe de la dorsale n'est pas une ligne continue : la dorsale est régulièrement décalée par de grandes failles qui lui sont perpendiculaires. Appelées failles transformantes, celles-ci peuvent atteindre plusieurs milliers de kilomètres de longueur et décaler la dorsale de quelques centaines de kilomètres.

Il existe deux lieux où les dorsales émergent et sont donc observables à terre : l'Islande et la République de Djibouti (région de l'Afar).

Le fonctionnement des dorsales
Les dorsales sont le lieu de l'expansion des fonds océaniques par création de matière constituant les plaques lithosphériques.

Les brassages de matière dans le manteau terrestre font remonter, sous les dorsales, des roches, appelées péridotites, qui sont partiellement fondues. Cette fusion s'explique par une diminution rapide de la pression lors de la montée des péridotites. Le magma qui en résulte s'infiltre à travers le plancher océanique en constituant un réseau serré de petites cheminées, appelé complexe filonien. Arrivée en surface, la lave s'écoule puis, brusquement refroidie par l'eau de mer, elle se fige en prenant une forme arrondie et craquelée : la lave en coussins ou pillow-lava. Cependant, une partie du magma reste piégée sous le toit de la dorsale dans une cavité : la chambre magmatique. Le liquide magmatique se refroidit lentement sur le pourtour de la chambre, cristallise et forme une roche plutonique : le gabbro. La production de toutes ces roches magmatiques est énorme puisqu'elle est estimée à 21 km3 par an. Les roches nouvellement formées à l'axe de la dorsale poussent les plus anciennes qui s'éloignent un peu de part et d'autre de cet axe : les plaques lithosphériques se déplacent à une vitesse variant de 1 à 18 cm par an.

Une coupe dans la lithosphère montre donc la succession suivante : laves en coussins, complexe filonien, gabbros et péridotites. À une certaine distance de l'axe de la dorsale, des sédiments viennent se déposer sur les laves. Plus on s'éloigne de l'axe, plus la couche de sédiments est épaisse, plus le fond océanique est ancien, plus la lithosphère s'est refroidie. Plus chargée, plus épaisse et plus froide, la lithosphère est donc plus lourde : elle s'enfonce plus facilement dans l'asthénosphère. Cela explique en grande partie les reliefs de la dorsale.

L'environnement des dorsales
Bien après avoir posé plusieurs fois le pied sur la Lune, l'homme fait sa première exploration d'une dorsale océanique. C'est en 1974 que l'expédition FAMOUS (French American Mid-Ocean Undersea Survey) permet d'observer le rift de la dorsale médio-atlantique, jalonné au fond de milliers de volcans et de laves en coussins. Mais la mission Rise, effectuée en 1979 sur la dorsale Est-Pacifique avec les submersibles français Cyana et américain Alvin, permet de découvrir ce qui est alors inconnu : les fumeurs et la faune étonnante qui les entoure.

Les fumeurs sont des sources hydrothermales. L'eau de mer pénètre dans le plancher océanique basaltique par des fissures ou par des failles. Elle se réchauffe jusqu'à atteindre 450 oC vers 2 ou 3 km de profondeur - cette température de l'eau, sans ébullition, est possible grâce à la pression. Elle remonte alors à l'axe de la dorsale en dissolvant les métaux et le soufre contenus dans les basaltes qu'elle traverse. Débouchant dans l'eau de mer froide, l'eau chaude (alors à 350 oC) précipite les éléments dissous, construisant ainsi des cheminées hydrothermales (les fumeurs). Tout autour grouille une vie exubérante jusqu'alors inconnue : des vers rouges tubicoles de 2 ou 3 m de longueur, des crabes blancs d'une grande vélocité, des palourdes de la taille d'un ballon de rugby, etc. Dans l'obscurité complète, à des pressions et à des températures exceptionnelles, cette vie prolifère à partir de bactéries " nées " de l'oxydation de l'hydrogène sulfuré que dégagent les fumeurs. Ce sont les premières formes de vie connues sur la Terre à ne pas dépendre de l'énergie solaire et de la photosynthèse.

TECTONIQUE DES PLAQUES.

La tectonique des plaques, théorie synthétique, a permis de reconstituer, à l'échelle de la Terre tout entière, les mouvements des océans et des continents au fil des millions d'années. Elle a apporté les clefs de la compréhension de grands phénomènes comme la formation des chaînes de montagne et la répartition sur notre planète des volcans et des zones sismiques.

Théorie selon laquelle la couche la plus externe de la Terre, la lithosphère, épaisse d'une centaine de kilomètres, est découpée en grandes plaques rigides qui flottent sur la couche sous-jacente, l'asthénosphère.

De grandes découvertes
Le précurseur.
D'un point de vue historique, c'est incontestablement au géophysicien allemand Alfred Wegener que revient le mérite d'avoir imaginé, en 1912, que les continents pouvaient se déplacer horizontalement. À partir de considérations structurales, paléontologiques et climatiques, Wegener émet l'hypothèse que tous les continents étaient réunis en un ensemble unique (la Pangée), qui se serait ensuite fracturé pour aboutir à la distribution actuelle des terres que nous connaissons. Cette théorie de la dérive des continents connaît alors beaucoup de détracteurs, car il lui manque le pourquoi du déplacement des continents : quel aurait été le moteur responsable des translations continentales ?

La théorie de l'expansion des fonds océaniques.
Développée en 1960 par Harry Hess et Robert Dietz, cette théorie apporte les premiers éléments de réponse : l'augmentation de la surface des océans se fait par apport de matériaux profonds au niveau de grandes structures, les dorsales. Or Wegener supposait des continents légers (formant le sial, couche composée de silice et d'aluminium) flottant sur le basalte du fond des océans, plus dense (formant le sima, couche composée de silice et de magnésium). L'expansion des océans autoriserait donc l'hypothèse de continents dérivant, tels des radeaux.

Lithosphère et asthénosphère.
Les sismologues, à la suite des travaux du Yougoslave Andrija Mohorovicic, ont identifié une limite plus importante entre la croûte et le manteau terrestres. La croûte, ou écorce terrestre, est la partie superficielle du globe. La croûte continentale, épaisse d'une trentaine de kilomètres, correspond au sial de Wegener ; la croûte océanique, épaisse de quelques kilomètres, au sima. La croûte repose sur le manteau, formé de roches plus sombres et moins riches en silice que les granites et les basaltes : les péridotites.

Ce n'est pourtant pas entre la croûte et le manteau que Dietz situe la surface de glissement permettant l'extension du plancher océanique et le déplacement des continents, mais plus en profondeur, là où le manteau devient plus fluide, en raison d'une fusion partielle de la matière. Ainsi, les géophysiciens définissent une couche superficielle rigide, épaisse d'une centaine de kilomètres, constituée de la croûte et d'une partie du manteau supérieur sous-jacent, qu'ils appellent lithosphère, et une couche inférieure plus plastique, l'asthénosphère, sur laquelle se déplace la lithosphère.

La différence avec la conception de Wegener est importante : les continents ne flottent plus librement sur une couche plus fluide, mais sont enchâssés dans une plaquerigide. C'est le Canadien Tuzo Wilson, en 1965, qui propose le premier l'existence de plusieurs plaques rigides, toujours en mouvement et dont l'ensemble constituerait la surface de la Terre. Il fournit également un travail important sur les failles transformantes, qui découpent les dorsales, pour expliquer un modèle cinématique de fonctionnement en géométrie plane.

La subduction.
Si les plaques recouvrent la surface du globe, leur expansion par création de matière au niveau des dorsales implique qu'elles doivent, en contrepartie, disparaître en d'autres lieux. Par ailleurs, l'âge des fonds océaniques ne dépasse pas 200 millions d'années, ce qui est peu comparé à l'âge de la Terre (4,5 milliards d'années). Le Japonais Kiyoo Wadati montre, en 1935, que les foyers des séismes dans le nord-ouest du Pacifique se répartissent selon un plan incliné plongeant à environ 40o sous l'Asie. Après la Seconde Guerre mondiale, Hugo Benioff fait des observations similaires dans l'arc des Tonga et en Amérique du Sud. Il imagine ainsi que l'océan Pacifique est séparé des continents qui l'entourent par une " faille " inclinée à 45o en moyenne vers les continents ; cette discontinuité est aujourd'hui appelée plan de Wadati-Benioff. Lynn Sykes, Jack Oliver et Bryan Isacks montrent en 1967, en étudiant la propagation des ondes sismiques, que le plan de Wadati-Benioff correspond au plongement de la lithosphère rigide dans l'asthénosphère, déterminant sa destruction. Ce processus est appelé subduction lithosphérique.

La synthèse des données
Tous les éléments qui vont conduire à la théorie de la tectonique des plaques sont ainsi réunis : la surface terrestre est constituée de plaques rigides ; les principales limites entre les plaques correspondent aux dorsales océaniques, où se créent les plaques, aux zones de subduction, où les plaques disparaissent dans l'asthénosphère, et aux failles transformantes, où les plaques coulissent horizontalement, sans qu'il y ait création ni destruction de matière.

Le 19 avril 1967, lors d'une communication à l'American Geophysical Union, l'Américain Jason Morgan présente un modèle cinématique de déplacement des plaques, non plus en plan comme l'avait fait Tuzo Wilson, mais sur une dimension sphérique identique au globe terrestre. Il utilise pour cela les données mathématiques du Suisse Leonhard Euler qui, au XVIIIe siècle, avait montré qu'une portion de sphère ne peut se déplacer sur ladite sphère qu'en effectuant une rotation autour d'un axe qui passe obligatoirement par le centre de la sphère. En appliquant le théorème d'Euler et en tenant compte de la direction de la mobilité des plaques, fournie par celle des failles transformantes de Wilson, Morgan parvient à calculer la vitesse relative des différentes plaques, six grandes et une douzaine de plus petites, selon le dénombrement qu'il en fait. Il ne publiera ses résultats qu'en mars 1968.

Cette même année 1967, le Britannique Dan McKenzie, avec la contribution de son collègue Robert Parker, publie que les plaques sont indéformables, en mouvement, et que leurs limites sont marquées par des zones étroites où s'exprime l'essentiel de la sismicité.

En juin 1968, trois mois après la publication de Morgan, le Français Xavier Le Pichon (après avoir radicalement changé d'opinion, puisque, dans sa thèse soutenue à Strasbourg en avril 1966, il s'opposait au mobilisme des continents) démontre comment les six grandes plaques ont dû se déplacer pour ouvrir les océans Pacifique, Atlantique, Arctique et Indien.

L'histoire attribue ainsi la paternité de la théorie de la tectonique des plaques à Morgan, McKenzie et Le Pichon. Toutes les découvertes postérieures accréditeront cette théorie qui donne un modèle global du comportement des parties superficielles de la Terre et explique les grandes structures qui s'y expriment, du fond des océans aux chaînes de montagnes, et les phénomènes qui s'y déroulent, tels les séismes et les éruptions volcaniques.

Les effets de la tectonique des plaques
La force motrice responsable du mouvement des plaques résulte de la chaleur interne de la Terre. Celle-ci tire son origine de la désintégration des éléments radioactifs et du résidu de la chaleur initiale liée à la formation de la planète. Cette chaleur donne aux roches du manteau le comportement d'un fluide très visqueux : le magma. Les dorsales océaniques seraient situées à l'aplomb des remontées de matière chaude (anomalie thermique positive), alors que les subductions lithosphériques coïncideraient avec des courants descendants de matière refroidie. Les unes et les autres seraient ainsi sous l'influence de vastes cellules de convection de matière, les spécialistes s'interrogeant encore sur le nombre et sur la géométrie de ces cellules.

Naissance et mort des océans.
Les plaques se déplacent à une vitesse variant de 1 à 10 cm/an. À une vitesse moyenne de 5 cm/an, il a suffi, par exemple, de 150 millions d'années pour qu'une simple fracture dans la Pangée devienne l'océan Atlantique. Des océans s'ouvrent, d'autres se ferment comme ce fut le cas jadis pour la Téthys ou actuellement pour la Méditerranée.

Magmatisme.
Les rapprochements entre les plaques sont déterminés par les zones de subduction. Une plaque océanique, c'est-à-dire formée de lithosphère et où la croûte est de nature océanique, plonge généralement sous un continent, ou plus exactement sous une plaque continentale. À une certaine profondeur, la plaque plongeante fond et est à l'origine d'un magmatisme qui traverse le continent sus-jacent. C'est le cas de la cordillère des Andes où la plaque Nazca (Pacifique Est) s'enfonce sous l'Amérique du Sud. On peut également mentionner d'autres cas, telle la subduction d'une plaque océanique sous une autre plaque océanique (par exemple, celle qui dessine la fosse des Mariannes), la première étant plus âgée donc plus lourde, ou encore la subduction en avant d'un continent, créant un arc volcanique insulaire (comme le Japon) et une mer marginale (comme la mer du Japon).

Formation des montagnes.
Si la plaque qui plonge sous une plaque continentale porte elle-même un continent, les deux continents (de même densité) finiront par entrer en contact et il y aura collision. Ainsi, l'Himalaya résulte de la pénétration de l'Inde dans l'Asie.

Tremblements de terre.
Aux limites des plaques, tant au niveau des zones de subduction que le long des failles transformantes, les contraintes emmagasinées dues aux frottements entre les plaques sont gigantesques, de sorte que leur libération brutale s'exprime sous forme de séismes. De fait, la majorité des séismes et des phénomènes volcaniques coïncide géographiquement avec les frontières entre les plaques.

Ainsi, la tectonique des plaques, qui intéresse essentiellement la lithosphère et l'asthénosphère, est un modèle qui s'intègre dans le système encore plus global qu'est la " machine Terre " où d'autres couches interagissent, de la plus profonde, le noyau, à la plus élevée, l'atmosphère, en passant par l'hydrosphère et la biosphère.

expansion des fonds océaniques

Théorie, développée au début des années 1960 par Harry Hess et Robert S. Dietz, selon laquelle l'augmentation de la surface des océans se fait par apport de matériaux profonds au niveau des dorsales.

L'exploration du fond des mers, pendant les décennies 1940 et 1950, va confirmer la théorie de la dérive des continents émise par Alfred Wegener en 1912, en apportant de nouvelles données.

Les premières viennent des mesures que fait Maurice Ewing pour estimer l'épaisseur des sédiments des fonds sous-marins de l'océan Atlantique : les dépôts reposent directement sur une couche basaltique plus vieille, et l'épaisseur de ces dépôts augmente lorsqu'on se déplace de la dorsale vers les plateaux continentaux ; les sédiments les plus anciens sont âgés de 200 millions d'années, ce qui est peu au regard de l'âge de la Terre. Ewing a par ailleurs chargé Bruce Heezen et Marie Tharp de cartographier le fond des océans. Ils publient en 1955 une première carte des fonds de l'Atlantique, qui montre que la dorsale médio-atlantique est creusée sur toute sa longueur par une grande vallée centrale, puis en 1977 une carte complète du globe. Ce document reste sans doute le plus célèbre que les sciences de la Terre aient produit.

Un tapis roulant
En 1962, Harry Hess publie Histoire des bassins océaniques, où il imagine, utilisant l'idée des courants de convection dans le manteau terrestre, que le plancher océanique se forme à l'axe des dorsales océaniques, dérive de part et d'autre à la manière d'un double tapis roulant puis plonge dans les fosses qui bordent certains océans. Pour Hess, le fond de la mer est donc en renouvellement constant. Mais c'est Dietz qui invente l'expression " expansion des fonds océaniques " (seafloor spreading) ; il est aussi le premier à comprendre que le tapis ne se limite pas à la croûte océanique mais inclut une couche plus épaisse, qu'il appelle la lithosphère. Cette découverte est capitale : les continents ne flottent pas librement sur un liquide, comme le pensait Wegener, mais sont enchâssés dans la lithosphère et se déplacent avec elle. Hess en tire une autre conclusion majeure : les bassins océaniques sont des formations transitoires dont la surface varie au cours des temps géologiques alors que les continents, eux, sont permanents bien que, selon les époques, ils puissent être séparés ou soudés. L'hypothèse de Hess et de Dietz, qui apportait une vision neuve de l'histoire de la Terre, fut naturellement controversée, Hess se qualifiant lui-même de " géopoète ". Mais les géophysiciens allaient apporter par la suite des arguments propres à lever tout scepticisme honnête, et reposent sur des mesures du paléomagnétisme.

La dérive des pôles magnétiques
Les roches sédimentaires et volcaniques enregistrent l'orientation du champ magnétique terrestre au moment de leur dépôt ou de leur refroidissement. Les mesures montrent que les roches indiquent des orientations du champ magnétique différentes selon leur âge. Ainsi, des mesures effectuées en Europe du Nord sur des roches volcaniques d'âges différents révèlent que, au cours des temps géologiques, le pôle Nord magnétique n'a pas été fixe et a suivi chronologiquement un déplacement régulier. C'est donc soit que le pôle Nord a bougé, soit que les roches se sont déplacées au cours du temps. Toutefois, des mesures en Amérique du Nord, similaires à celles d'Europe du Nord, montrent que le pôle Nord se déplace aussi mais en suivant un cheminement différent de celui observé outre-Atlantique. À une même époque, le pôle ne peut pas occuper deux positions différentes. La conclusion est que le pôle reste fixe et que ce sont les continents, portés par la lithosphère, qui se déplacent les uns par rapport aux autres.

La " peau de zèbre " du fond des océans
Le paléomagnétisme donne une deuxième preuve de l'expansion des fonds océaniques. À la fin des années 1950, les mesures de l'intensité d'un champ magnétique terrestre dans les océans s'accumulent. Pour des raisons encore inconnues, le champ magnétique s'inverse : le nord magnétique devient sud, et vice versa. Les basaltes des fonds océaniques enregistrent le sens du champ magnétique tel qu'il était lors de leur refroidissement. Les géophysiciens appellent anomalie magnétique la différence entre le champ actuel et le champ enregistré par le basalte. Si ce dernier s'est formé à une période où le champ était orienté comme aujourd'hui, le champ fossile du basalte et le champ actuel s'ajoutent : l'anomalie est positive. Dans le cas contraire, les champs se retranchent, l'anomalie est négative. Ainsi, pour l'Atlantique par exemple, des mesures prises à l'aide de magnétomètres traînés par des bateaux ou des avions d'une côte à l'autre de l'océan ont montré que les anomalies se disposent en bandes alternées (positive, négative, positive, etc.). La cartographie magnétique complète ressemble un peu à une " peau de zèbre ", avec les particularités suivantes : les bandes sont parallèles à la dorsale, symétriques de part et d'autre, et leur âge augmente quand elles s'en s'éloignent. Cela est tout à fait conforme à l'image du double tapis roulant proposée par Hess, dont le mouvement prend naissance à l'axe des dorsales. Une cartographie de l'âge des sédiments au fond des océans donne la même interprétation du processus : les sédiments sont de plus en plus épais et anciens au fur et à mesure que l'on s'éloigne de la dorsale.

Cinquante ans après la formulation de Wegener, la dérive des continents était ainsi prouvée en même temps que l'expansion des fonds océaniques. Le Canadien Tuzo Wilson est le premier à parler de " plaques ", formées de lithosphère, recouvrant la surface du globe et se déplaçant les unes par rapport aux autres. La synthèse complète, connue sous le nom de " tectonique des plaques ", est faite par trois jeunes chercheurs en 1967-1968 : Jason Morgan, Dan McKenzie et Xavier Le Pichon.

(c) Editions Atlas 1999

 

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