Tectonique des plaques

Histoire

Premières découvertes et théories

Lorsque les premiers explorateurs européens visitent les Amériques il y a environ 500 ans, ils observent que les côtes de l’Amérique du Sud et de l’Afrique s’emboîteraient parfaitement si elles n’étaient pas séparées par l’océan Atlantique. À l’époque, on croit que la Terre a environ 6000 ans. Par conséquent, on pense que toute séparation doit avoir eu lieu lors d’événements cataclysmiques au moment de la création.

Au cours du 19^e 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. Inversement, les physiciens font valoir que la Terre perd de la chaleur vers l’espace et que, comme il n’y a aucune source adéquate d’énergie connue, elle doit donc se refroidir. Ils soulignent que si elle était complètement embrasée lors de sa formation, elle se serait refroidie à sa température actuelle en quelques dizaines de millions d’années. Ils soutiennent également qu’au fur et à mesure que la Terre se refroidissait, une contraction aurait ridé sa surface comme la pelure d’une pomme desséchée, les rides étant en fait les chaînes de montagnes que nous connaissons. En 1896, la découverte de la radioactivité permet de réaliser que des éléments radioactifs sont répandus dans les roches et pourraient constituer une source de chaleur interne. Cette découverte 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 suggère que les mouvements des continents ont donné naissance aux grandes chaînes de montagnes de la Terre. En 1912, un météorologue allemand, Alfred Wegener, émet l’hypothèse que tous les continents actuels formaient un seul supercontinent appelé Pangée qui s’est divisé il y a environ 200 millions d’années. Depuis, les continents se déplacent séparément à travers les fonds océaniques comme des navires. Cette théorie est devenue connue sous le nom de la dérive des continents. Lors d’une importante conférence en 1926, la plupart des autorités rejettent les idées d’Alfred Wegener en grande partie parce qu’il n’existe aucun mécanisme connu qui permettrait aux continents de se déplacer à travers les fonds océaniques. Quelques partisans de cette théorie continuent de la soutenir pour les régions où les preuves de dérive sont les plus fortes, comme dans les Alpes et en Afrique du Sud. Alexander L. du Toit propose que la Pangée se soit brisée dans le Gondwana au Sud et la Laurasie au Nord avant de se fragmenter en ce qui est maintenant connu comme les continents actuels.

Sismologie et intérieur de la Terre

Notre compréhension de la Terre en tant que planète vient surtout de l’étude des tremblements de terre, qu’on appelle la sismologie (voir Géologie). Les tremblements de terre sont un phénomène familier, mais peu compris jusqu’à ce que, à la fin du 19^e siècle, l’empereur du Japon invite John Milne à venir de l’Angleterre pour les étudier. John Milne et des contemporains produisent les premiers sismographes modernes, le premier réseau mondial pour signaler les tremblements de terre, ainsi qu’une théorie pour expliquer les ondes sismiques. Les sismographes améliorés permettent aux Français Edmond et Jean-Pierre Rothé, père et fils, ainsi qu’aux Américains B. Gutenberg et C.F. Richter de faire des études sur le sujet. Ces scientifiques démontrent que la plupart des tremblements de terre suivent les régions des montagnes et des îles principales autour de l’océan Pacifique, et des chaînes de montagnes himalayennes et alpines à travers l’Eurasie.

Les vitesses des ondes sismiques dépendent de la composition des roches et des minéraux ainsi que des changements causés par l’augmentation de la température et de la pression avec la profondeur. Sachant ceci, la sismologie révèle également la nature de la structure interne de la Terre. Cette structure interne peut être vue comme un œuf à la coque : la coquille est une croûte rocheuse visible, fraîche et cassante, sous laquelle se trouve un manteau blanc plus épais fait de roches plus denses, et enfin en dessous se trouve le « jaune », un noyau riche en fer liquide.

L’existence d’une couche facilement déformable à une profondeur de quelques dizaines de kilomètres de la surface est bien illustrée dans le centre-nord de l’Amérique du Nord de différentes manières. Par exemple, elle est illustrée par la dépression sous le poids des glaciers durant les récentes époques glaciaires. Elle s’illustre également par le soulèvement des terres depuis la fonte des calottes glaciaires (voir Glaciation). Le soulèvement a laissé des plages surélevées de plusieurs centaines de mètres de hauteur au bord des Grands Lacs et de la baie d’Hudson.

Les scientifiques reconnaissent que la matière peut se déplacer latéralement sous le poids de la glace de la même façon que l’eau est déplacée par un bateau et reprend sa place lorsque ce poids est enlevé. Cette réalisation donne lieu à un deuxième ensemble de termes pour désigner les couches rocheuses externes de la Terre selon la résistance des roches. Cette couche rocheuse la plus externe relativement fraîche, rigide et mécaniquement résistante est nommée la lithosphère (sphère rocheuse). Elle est constituée de la croûte terrestre et de la partie superficielle du manteau supérieur de la Terre. L’épaisseur de la lithosphère peut varier de plus de 200 km sous les parties froides et vieilles des continents, comme le Bouclier canadien, à seulement quelques kilomètres sous certaines parties des fonds océaniques. Située en gradation sous la lithosphère se trouve l’asthénosphère (sphère faible). Elle est la couche ductile et mécaniquement faible située principalement dans le manteau supérieur, et elle peut se déplacer de quelques centimètres par an.

Fonds océaniques

La collecte d’information sur les fonds océaniques profonds commence au milieu du 19^e siècle, lorsque le commodore Matthew F. Maury de la US Navy effectue des sondages à travers l’océan Atlantique. Ces sondages révèlent que la partie centrale de l’Atlantique est moins profonde que le reste. L’expédition Challenger (1872-1876) démontre que cette région moins profonde fait partie d’une grande crête, appelée la dorsale médio-atlantique. Cette crête s’étend le long de l’axe de l’océan. Des expéditions ultérieures découvrent des dorsales dans d’autres océans. Ces expéditions localisent de profondes fosses au large des côtes continentales et des côtés convexes des chaînes d’îles volcaniques arquées autour de l’océan Pacifique.

Même en 1910, on en sait suffisamment sur le sujet pour que Frank Taylor, un géologue américain, propose que la dorsale médio-atlantique soit une faille dont la croûte s’éloigne des deux côtés. Dans les années 1920, le géologue canadien Reginald A. Daly 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, avec l’Atlantique s’ouvrant derrière elles. En 1931, en Angleterre, Arthur Holmes suggère que la chaleur radioactive provoque des courants de convection dans le manteau de la Terre. Ces courants montent sous le fond océanique, se dispersent dans des directions opposées, et descendent ensuite dans les fosses. Malheureusement, jusqu’à ce que soient développés des instruments pour permettre des mesures détaillées, peu de preuves solides sont disponibles pour obtenir une acceptation générale de ces idées.

Dans les années 1930, cela change en commençant avec les échosondeurs et les magnétomètres remorqués utilisés pour détecter des sous-marins durant la Deuxième Guerre mondiale. Ces innovations permettent de cartographier les fonds océaniques de manière détaillée par télédétection. En 1956, Maurice Ewing et Bruce Heezen, de l’Université Columbia, remarquent que certains tremblements de terre coïncident avec les crêtes des dorsales océaniques connues. En 1960, ils établissent l’existence de la plus longue chaîne de montagnes de la Terre, qui serpente sur 60 000 km le long de l’axe de l’océan Atlantique, autour de l’Afrique du Sud jusqu’au milieu de dans l’océan Indien. Une branche longe le golfe d’Aden vers le nord jusque dans la mer Rouge, et une autre passe au sud de l’Australie et de la Nouvelle-Zélande, pour ensuite traverser le Pacifique et rejoindre la faille de San Andreas à l’embouchure du golfe de Californie. À certains endroits, la crête s’élève pour former des îles comme l’Islande, les Açores et l’île de Pâques.

Grandes failles et zones de fracture

Des océanographes californiens observent que les crêtes des dorsales océaniques se recoupent à intervalles réguliers. Les crêtes sont également décalées de plusieurs centaines de kilomètres sur de grandes zones de fractures qui ressemblent à des failles. De plus, les crêtes semblent se terminer brusquement sur les continents. Ces caractéristiques sous-marines alimentent les débats à propos du nombre observé des décalages sur les énormes failles reconnues, comme celle reconnue en 1936 par le Canadien Clifford H. Stockwell près du Grand lac des Esclaves.

En 1946, des géologues en Écosse et en Nouvelle-Zélande émettent l’hypothèse que d’énormes failles avec des décalages latéraux de plus de 100 km traversent ces pays, en commençant et en se terminant dans la mer. En 1953, des géologues californiens démontrent que les roches 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 décalées les unes des autres de 560 km. Ces découvertes posent un problème pour ceux qui croient en une planète rigide parce qu’ils ne peuvent expliquer des décalages aussi importants ou la façon dont se terminent des failles aussi importantes.

Magnétisme des roches

Les pôles magnétiques de la Terre coïncident approximativement avec les pôles géographiques qui localisent l’axe de rotation de la Terre. Au début du 20^e siècle, on démontre que de nombreuses roches ont acquis une faible magnétisation au moment de leur formation, une force qu’elles conservent en permanence. On croit que le champ magnétique terrestre confère cette magnétisation.

L’inclinaison du champ magnétique varie systématiquement d’abrupte aux hautes latitudes à faible aux basses latitudes. Pour cette raison, la mesure de la direction magnétique d’une roche peut potentiellement localiser la position du pôle magnétique à l’époque où la roche s’est formée.

En 1954, le géophysicien britannique Keith Runcorn découvre que les positions polaires obtenues à partir de roches d’âges différents étaient tracées à différents endroits le long de ce qui est devenu connu comme la courbe de dérive des pôles. D’autres recherches démontrent également que les courbes de dérive des pôles des autres continents diffèrent les unes des autres. Cependant, si les positions des continents étaient replacées de manière semblable à ce que suggérait Alfred Wegener, les courbes se rejoignaient. Cette découverte fournit des preuves quantitatives de la dérive des continents et entraîne un changement d’opinion progressif. Au cours des deux décennies suivantes, la plupart des scientifiques de la Terre en viennent à accepter la dérive des continents, bien que le mécanisme de déplacement des continents reste à découvrir.

Des études antérieures démontrent que certaines roches sont magnétisées dans le sens inverse du champ magnétique actuel. Dans les années 1920, le géophysicien japonais Motonori Matuyama s’aperçoit que les inversions sont d’âges différents. Périodiquement, le pôle magnétique nord devient le pôle magnétique sud, et vice versa. L’inversion des pôles magnétiques est maintenant un phénomène connu, et on sait qu’elle se produit à des intervalles irréguliers de quelques milliers d’années à quelques millions d’années, et qu’environ 200 ont eu lieu au cours des 100 derniers millions d’années. En 1961, l’américain Arthur Raff et l’anglais Ronald Mason publient une carte du fond de l’océan au large de la côte ouest de l’Amérique du Nord, entre les latitudes 52⁰ et 40⁰. La carte présente des modèles ordonnés de bandes d’intensité magnétique plus élevée alternant avec d’autres de faible intensité. Elle montre également la symétrie des bandes sur les côtés opposés d’une crête segmentée et décalée par des zones de fractures transversales. Cette carte est déterminante pour la formulation de la théorie de la tectonique des plaques.

Vue d’ensemble de la tectonique des plaques

La différence essentielle entre les théories de la tectonique des plaques et la théorie de la dérive des continents est que cette dernière suppose que les continents se déplacent à travers les fonds océaniques. Selon la tectonique des plaques, les continents et les fonds océaniques font partie intégrante de la « coquille d’œuf craquelée » faite de plaques lithosphériques rigides, mais mobiles, qui recouvrent l’asthénosphère ductile. La connaissance de la nature des fonds océaniques, qui occupent plus de 60 % de la surface de la Terre, contribue de manière importante à cette théorie. Les plaques ont trois types de limites : les plaques divergentes, les plaques transformantes, et les plaques convergentes.

Limites de plaques divergentes

Les dorsales d’expansion, ou limites des plaques divergentes, sont des endroits où les plaques se séparent et se développent avec l’apport de basalte provenant du manteau. En 1960, l’Américain H.H. Hess développe la théorie d’Arthur Holmes sur les cellules de convection du manteau. Il suggère que le bras ascendant d’une cellule de convection s’élève sous la dorsale médio-océanique de l’océan Pacifique Est, et sépare la dorsale. Cela permet à la lave basaltique de sortir et de former un nouveau fond océanique. Les fonds océaniques de chaque côté de la dorsale s’éloignent pour éventuellement s’enfoncer dans les profondes fosses océaniques et disparaître dans le manteau sous les chaînes de montagnes et les arcs insulaires qui bordent le Pacifique.

En 1963, les Canadiens Lawrence W. Morley et André Larochelle sont les premiers à démontrer que de longues lignes d’anomalies magnétiques forment des bandes parallèles et symétriques de chaque côté de la dorsale médio-atlantique. Ils réalisent que ces bandes ont été causées par les inversions du champ magnétique de la Terre. Leurs idées semblent si étranges que deux revues réputées rejettent leur article. Cependant, plus tard cette même année, Fred Vine et Drummond H. Matthews en Grande-Bretagne publient des observations semblables au sujet de l’océan Indien. Ils interprètent également ces observations comme étant le résultat d’inversions du champ terrestre. Au fur et à mesure que la lave basaltique sort le long de la faille au sommet de la dorsale et se solidifie, elle « fige » la direction du champ magnétique. Il en résulte des anomalies magnétiques. Par conséquent, la propagation est enregistrée par le « code-barres » des anomalies magnétiques normales et inversées sur le fond océanique. Ce résultat est rapidement accepté avec la cartographie des fonds océaniques en 1968 par le Deep Sea Drilling Program aux États-Unis. Le programme recueille des échantillons de roche du fond de l’océan pour analyses et données isotopiques. Le plancher océanique le plus ancien a un peu moins de 200 millions d’années et est situé près des îles Mariannes, dans l’océan Pacifique occidental.

Limites de plaques transformantes

Le deuxième type de limite de plaques se produit lorsque les plaques glissent les unes contre les autres le long de failles transformantes. Une carte des emplacements de tremblements de terre superposée à celle des fonds marins au large de la côte Pacifique de l’Amérique du Nord, mentionnée plus haut, le démontre. Elle montre que la pointe sud de la dorsale d’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 d’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.

La connexion d’une dorsale d’expansion à une autre par le biais d’une faille active mène John Tuzo Wilson à reconnaître, en 1965, qu’il s’agit d’un type particulier de faille. Il la nomme faille transformante parce qu’elle transforme un type de limite de plaques en un autre. C’est l’explication de l’origine des grandes zones de fracture qui traversent les fonds océaniques. Par exemple, la dorsale médio-océanique dans l’Atlantique ne suit pas la même forme courbée parallèle que sur les côtes du Brésil et de l’Afrique. Au lieu de cela, elle est brisée en une série de segments courts, chacun étant assez droit, et chaque extrémité des segments étant décalée par une zone de fracture qui finit abruptement aux continents. Les dorsales d’expansion se forment à angle droit par rapport à la direction de la séparation des continents. Elles sont brisées et décalées les unes des autres par des zones de fracture formées parallèlement au mouvement des continents. Seules les parties de la zone de fracture reliant les dorsales d’expansion sont actives et génèrent 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 d’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.

Limites de plaques convergentes

Troisièmement, les limites convergentes des plaques sont les endroits où celles-ci se rejoignent et plongent l’une sous l’autre le long d’une zone de subduction pour disparaître sous le manteau terrestre. Avant la Deuxième Guerre mondiale, Kiyoo Wadati au Japon et Hugo Benioff en Californie localisent les positions des sources (ou foyers) des tremblements de terre. Leurs emplacements sont sous les chaînes des îles volcaniques de l’océan Pacifique ouest et sous les montagnes bordant le Pacifique est. Les foyers définissent les surfaces qui s’étendent sous les fosses océaniques à des profondeurs allant jusqu’à 700 km, et s’éloignent de l’océan à des angles allant d’environ 65⁰ dans le Pacifique ouest à 30⁰ sous les montagnes. Les tremblements de terre ont apparemment été générés par le mouvement de gigantesques failles inversées alors que le fond de l’océan Pacifique était envahi par les régions environnantes.

Les cartes des fonds océaniques montrent qu’au cours des 90 derniers millions d’années, une moyenne de 3,4 km² par année est ajoutée à la surface de la Terre au niveau des dorsales d’expansion. Comme la Terre ne se gonfle pas comme un ballon, le volume énorme de nouvelle lithosphère produit doit être compensé par le retour d’une quantité comparable au niveau du manteau. Au fur et à mesure que les fonds océaniques s’éloignent des dorsales d’expansion à un rythme de 3 à 10 cm par année, ils refroidissent par conduction thermique au contact de l’eau. En refroidissant, ils deviennent progressivement plus denses et s’abaissent, de sorte que les fonds océaniques peuvent être considérés comme les surfaces supérieures de cellules de convection géantes. Éventuellement, la lithosphère océanique devient si dense qu’elle s’enfonce au niveau des fosses océaniques dans le manteau terrestre le long de zones de subduction. Ce sont les branches descendantes des cellules de convection, localisées par les failles inverses reconnues par Kiyoo Wadati et Hugo Benioff.

En raison de la circulation convective, les fonds océaniques se renouvellent constamment. Comme les roches continentales sont moins denses et plus flottantes que celles des fonds océaniques, les continents ne sont pas facilement subduits. Au lieu de cela, ils sont déplacés autour de la surface de la Terre sur des tapis roulants océaniques qui croissent et disparaissent continuellement, un peu comme de l’écume à la surface d’une casserole d’eau bouillante sale. Ceci fournit des explications à la « dérive des continents ». Ceci explique également la raison pour laquelle les continents contiennent de nombreuses roches vieilles de 2,5 milliards d’années, et quelques-unes ayant même près de 4 milliards d’années, alors qu’aucun fond océanique n’a plus de 200 millions d’années.

Alors que le fond océanique commence à se creuser, des matériaux sont grattés et accrétés à la plaque chevauchante pour former des masses distinctes de roche du fond océanique perturbé, qui se trouvent 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 de s’enfoncer le long des zones de subduction jusqu’à des profondeurs d’environ 100 à 250 km, elles libèrent de l’eau surchauffée. Cette eau élève et abaisse le point de fusion des roches dans la lithosphère sus-jacente. Les roches en fusion qui atteignent la surface forment les chaînes de volcans autour de l’océan Pacifique, que l’on appelle la ceinture de feu. Ces roches qui se refroidissent et se solidifient dans la croûte forment de grandes masses de roche granitique, comme celles des montagnes de la chaîne Côtière de la Colombie-Britannique. La chaleur montante amincit aussi la lithosphère et l’affaiblit, de sorte que sous la compression latérale, elle peut se déformer et s’épaissir pour former des chaînes de montagnes comme les Andes et la cordillère. La profondeur à laquelle les roches subductrices s’enfoncent est une source de débats. Certains suggèrent que ce n’est qu’à 700 km comme l’attestent les tremblements de terre. D’autres utilisent une technique nommée tomographie sismique. Cette technique est basée sur le fait que les taux de transmission des ondes sismiques sont plus rapides dans la plaque subduite fraîche que dans le manteau chaud qui les enveloppe. Des images tomographiques sismiques montrent les plaques descendant près de la limite manteau-noyau. Les roches des fonds océaniques qui disparaissaient 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. L’ancien océan Téthys, qui s’étendait autrefois entre les continents indien et eurasien, s’est fermé il y a plus de 40 millions d’années. Ceci s’est produit par une subduction sous ce qui est maintenant le Tibet. Lorsque c’est arrivé, la collision entre les continents flottants a entassé l’Himalaya et a soulevé le plateau tibétain. Alors, comment la cordillère nord-américaine et les Andes ont-elles pu se former sans collisions continentales, mais seulement par le chevauchement de la lithosphère du Pacifique par les Amériques? À certains endroits, des fragments provenant surtout d’anciennes chaînes d’îles volcaniques sont imbriqués dans les montagnes, mais aucun n’est assez large pour avoir soulevé des chaînes montagneuses à l’échelle du continent. La formation des montagnes a débuté lorsque l’océan Atlantique a commencé à s’ouvrir, et il semblerait que le déplacement des Amériques vers l’ouest ait été si rapide que la lithosphère du Pacifique n’a pu s’enfoncer assez vite pour s’écarter du chemin. À cause de cela, le continent est entré en collision avec le plancher de l’océan, comme l’avaient suggéré certains des premiers partisans de la « dérive des continents ». C’est ce qui se passe de nos jours; la plaque du Pacifique plonge vers le nord sous l’Alaska, et soulève les plus hautes montagnes d’Amérique du Nord.

Faille

En 1930, le géologue allemand Hans Cloos attire l’attention sur l’association des failles, des tremblements de terre et des volcans le long de la vallée du Rhin et de la vallée du rift est-africain. Le volcanisme et les soulèvements en forme de dômes sont plus importants aux points de triple jonction, là où trois plaques se rencontrent. Par exemple, les hautes terres de l’Éthiopie sont le point de rencontre de la mer Rouge, du golfe d’Aden et du rift est-africain. Ils sont reliés par la mer Rouge qui s’est ouverte au cours des 10 derniers millions d’années aux montagnes du Sinaï, où se rejoignent l’extrémité nord de la mer Rouge, et les golfes de Suez et d’Aqaba. Cette relation suggère que les océans commencent à se former là où des failles relient une série de centres volcaniques, et que les failles s’étendent pour former des océans qui s’élargissent. Quand cela se produit, il se crée un quatrième type de limite à l’intérieur d’une plaque tectonique entre le continent, en hauteur, et le fond océanique. À cet endroit, de grandes quantités de sédiments érodés du continent se déposent sur le fond océanique adjacent. Aujourd’hui, on trouve de tels dépôts au large de la côte est de l’Amérique du Nord, où 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 limite 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. Ces colonnes ont des têtes en forme de champignon appelées panaches mantelliques, que la convection en profondeur dans le manteau fait monter sous les océans et les continents. Certains, comme à Hawaï et Yellowstone, se trouvent isolés dans des plaques, d’autres, comme en Islande et à Tristan da Cunha, se trouvent le long d’une dorsale médio-océanique. À la surface, les points chauds sont marqués par un flot volumineux de lave, et sont associés à des séries d’îles volcaniques éteintes ou à des champs de lave. Ceux-ci vieillissent progressivement à mesure qu’on s’éloigne du point chaud actif, et ils prennent forme lorsque la lithosphère recouvre le sommet du panache. Une série simple s’étend en direction nord-nord-ouest sur plus de 30⁰ de latitude à partir d’Hawaï et s’est formée lorsque la plaque du Pacifique s’est déplacée dans cette direction en recouvrant le panache. Une série double forme les dorsales de Walvis et de Rio Grande dans l’océan Atlantique sud. Ces dorsales s’étendent des îles Tristan da Cunha au-dessus du panache actuel jusqu’aux côtes d’Afrique et d’Amérique du Sud. À cet endroit, les roches volcaniques vieilles de 130 millions d’années marquent les extrémités de chacune. Cette relation soutient l’hypothèse selon laquelle, il y a 130 millions d’années, un point chaud s’est formé sous le Gondwana, et, lié par des vallées de failles à d’autres points chauds, a éventuellement déterminé l’emplacement de l’océan Atlantique.

Système actuel des plaques

La surface de la Terre est divisée en sept grandes plaques principales ainsi qu’en de nombreuses plus petites. La plaque du Pacifique est la plus grande. Elle est constituée entièrement de lithosphère océanique, à l’exception de la Basse-Californie au Mexique, et du sud-ouest de la Californie. Par comparaison, les plaques africaine, antarctique, eurasienne, indienne, nord-américaine et sud-américaine sont constituées de lithosphère continentale et de lithosphère océanique.

Le modèle change lentement, mais continuellement. La plupart des changements sont progressifs, 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. Une autre est possiblement en train de se produire dans la géographie rapidement changeante de l’Asie du Sud-Est. À cet endroit, le continent australien, qui fait partie de la plaque indienne, se dirige vers le nord dans le complexe indonésien des îles volcaniques d’Indonésie, des fragments continentaux et de petits bassins océaniques. Aucune partie des océans Atlantique et Indien n’a plus de 180 millions d’années. La mer Rouge et le golfe d’Aden ont environ une dizaine de millions d’années. Les vallées du rift est-africain sont encore plus jeunes et ne font que commencer à s’ouvrir. Bien que l’océan Pacifique s’étende à un rythme trois fois supérieur à l’Atlantique, sa superficie diminue, car il est dépassé par les plaques environnantes.

Cycles de formation des chaînes de montagnes et des océans

Les océans actuels, à l’exception du Pacifique, ne marquent que la dernière partie d’un cycle qui a commencé lorsque le supercontinent Pangée s’est disloqué il y a 200 millions d’années. L’ancêtre du Pacifique était le « super océan » nommé Panthalassa. Panthalassa occupait plus de la moitié de la surface de la Terre lorsque Pangée existait. Si les deux rives de l’Atlantique nord sont assemblées, force est de constater que les montagnes de la Scandinavie, de l’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 entre 1,3 milliard et 900 millions d’années, tous les continents étaient rassemblés en un seul supercontinent appelé Rodinia. Rodinia a commencé à se diviser en continents il y a environ 750 millions d’années, continents qui se sont ensuite réassemblés il y a près de 300 millions d’années pour former la Pangée. L’ouverture et la fermeture cyclique des bassins océaniques ont été appelées le cycle de Wilson par Kevin Burke et William Kidd. Les motifs linéaires et les associations de roches caractéristiques de ceux formés au cours des processus tectoniques des plaques sont différents de l’éon archéen, soit il y a plus de 2,5 milliards d’années, ce qui indique que les processus tectoniques à l’œuvre à cette époque étaient différents.

Conséquences de l’activité tectonique des plaques

Les aspects de la tectonique des plaques qui sont les plus préoccupants sont les tremblements de terre, les tsunamis et les volcans. La plupart de ces événements sont générés aux limites des plaques. Les tremblements de terre se produisent constamment, mais les plus importants surviennent lorsque des plaques se rencontrent. La friction fait en sorte que les plaques convergentes se collent; le stress s’accumule pendant des périodes pouvant durer des centaines d’années, jusqu’à ce que l’énergie emmagasinée soit soudainement libérée par un 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. À cet endroit, la grande plaque nord-américaine chevauche la petite plaque de Juan de Fuca. Le dernier tremblement de terre majeur de cette région s’est produit en 1700. De tels tremblements de terre peuvent causer un affaissement ou un soulèvement soudain du fond marin et de la côte, et peuvent faire en sorte que l’eau de mer ainsi déplacée génère des tsunamis. Le type d’activité volcanique qui accompagne souvent la convergence des plaques peut être explosif et destructeur, comme l’a démontré l’éruption de 1980 du mont Saint Helens, en Oregon.

Un aspect positif de l’activité tectonique est la formation de nombreux types de gisements minéraux. Des sources chaudes transportant des sulfures métalliques accompagnent les dorsales d’expansion. Lorsque l’eau chaude pénètre dans l’eau de mer froide, les sulfures sont précipités autour de la source sous forme de gisements de plomb, de zinc et d’autres minéraux. Les chaînes de roche volcanique et plutonique superposées au-dessus des zones de subduction abritent de vastes gisements de cuivre, de molybdène et d’or, comme ceux exploités dans la Cordillère et les Andes. Lorsque des montagnes se forment, tous les fluides contenant des sulfures métalliques peuvent être comprimés latéralement et concentrés dans des environnements chimiquement favorables. Les dépôts sédimentaires épais formés dans des plaques aux limites continent-océan, comme ceux qui bordent l’océan Atlantique, contiennent des accumulations d’hydrocarbures.

La collision des continents permet aux formes de vie de migrer d’un continent à l’autre et, avec la séparation qui s’ensuit, d’évoluer indépendamment pour devenir des espèces différentes. Le mouvement des continents provoque des changements climatiques, et est en partie responsable des ères glaciaires périodiques. Dans certaines configurations continentales, les courants océaniques circulant entre les régions équatoriales chaudes et les régions froides des hautes latitudes distribuent la chaleur et donnent lieu à des climats modérés. Dans d’autres configurations, comme celle de l’Antarctique, qui est presque entièrement entourée de dorsales d’expansion, les courants contournent le continent de sorte qu’il perd sa chaleur et qu’une glaciation s’ensuit.