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TECTONIQUE DES PLAQUES

La tectonique des plaques est née en 1968 sous la forme d’une théorie de l’évolution de la surface du globe dans son entier, d’où le nom qu’on lui donne souvent de tectonique globale. Fondée sur une approche géophysique, elle a, depuis lors, été l’objet de nombreuses vérifications qui en ont fait une théorie largement admise, rendant désuètes toutes les autres théories orogéniques, ou du moins les ramenant à l’explication de processus partiels (par exemple le glissement gravitationnel pour la tectonique de couverture).

La tectonique des plaques reprend la dérive des continents, telle qu’elle avait été conçue par Alfred Wegener (1912) et telle qu’elle fut abandonnée pendant près de cinquante ans sous les coups d’arguments géophysiques momentanés, malgré la faveur dont elle continua de jouir chez certains tectoniciens, dont Émile Argand (1922) fut le chef de file et Alexander L. Du Toit (1937) un des représentants. Mais elle va beaucoup plus loin que les conceptions de Wegener – dont elle ne constitue pas qu’une simple reprise –, en fournissant à celles-ci un cadre géophysique précis et des mécanismes convaincants; son impact est général sur toutes les sciences de la Terre.

1. La dérive des continents

La première idée qui vint à l’esprit des géologues est celle de la stabilité des continents et des océans, suivant en cela la sagesse populaire qui accorde au roc la fermeté éternelle.

Il appartint à Wegener, dans un livre demeuré fameux par les idées qu’il a semées et les controverses qu’il a soulevées (Die Entstehung der Kontinente und Ozeane , 1915), d’attirer l’attention sur la possibilité d’un déplacement des continents; il en donna de nombreux arguments, en particulier d’ordres morphologique, stratigraphique, tectonique et paléontologique.

– Arguments morphologiques . Certains continents s’emboîtent aisément l’un dans l’autre, comme l’Amérique du Sud et l’Afrique; de plus, cet emboîtement étant fait, on constate la continuité des terrains et des structures au travers des limites continentales actuelles (fig. 1). Cela permit à Wegener de rassembler les continents à la fin du Primaire, en une Pangée unique qu’il opposait à une Panthalassa (fig. 2).

– Arguments stratigraphiques . Certaines parties de continents aujourd’hui disjointes témoignent de séries très semblables: ainsi en va-t-il pour l’Amérique du Sud, l’Afrique, Madagascar, l’Inde et l’Australie, dont les séries permo-triasiques sont étonnamment semblables; d’où naquit l’idée d’un continent du Gondwana morcelé par la suite. Dans le même ordre d’idées, le rassemblement des dépôts glaciaires du Carbonifère, d’un côté, et des dépôts houillers de la même époque, de l’autre, constitue un argument de plus en faveur de la Pangée de la fin des temps primaires (fig. 2).

– Arguments tectoniques . Les arguments tectoniques concernent l’évident raccourcissement correspondant à la formation des chaînes de montagnes, sans pour autant qu’il y ait discontinuité entre les édifices. Plutôt qu’à une contraction générale de la croûte terrestre, on peut faire appel à un rapprochement de deux fragments de celle-ci; ainsi est née la notion de genèse des Alpes par un rapprochement entre le continent européen au nord et le continent africain au sud.

– Arguments paléontologiques . Les arguments paléontologiques résident dans l’observation d’analogies de faunes dans des continents aujourd’hui séparés: ainsi, dans le Gondwana, se rencontrent, au Permo-Trias, la même flore Glossopteris et Gangamopteris et les mêmes faunes de Reptiles théromorphes. On peut évidemment imaginer des «ponts intercontinentaux», aujourd’hui submergés. De tels ponts existent encore de nos jours; ainsi, l’isthme de Suez a, au Pliocène, relié l’Afrique et l’Eurasie et a permis, depuis cette époque, des passages de faunes très nombreux (par exemple, les dromadaires, d’origine asiatique, ont envahi l’Afrique); ainsi, l’isthme de Panamá, achevé au Pliocène, a permis également des passages de faunes très nombreux entre l’Amérique du Nord et l’Amérique du Sud (de nos jours encore, le tatou, originaire d’Amérique du Sud, envahit l’Amérique du Nord). Mais encore faut-il prouver l’existence de tels ponts intercontinentaux aux époques où ils auraient été nécessaires; et faut-il, en plus, satisfaire à ce que l’on sait désormais de la nature des fonds océaniques; bien des ponts supposés sont ainsi condamnés, les faunes n’ayant pas effectué leur migration sur la croûte océanique... L’hypothèse de la fragmentation d’une masse continentale autrefois unique et du déplacement relatif des différentes parties était donc plus convaincante.

Wegener pensait que les continents sialiques (de sial, si licium et al uminium, constituants majeurs de la surface des continents) dérivaient comme des radeaux sur le sima sous-jacent (de si licium et ma gnésium, constituants majeurs du fond des océans), sous l’effet de la rotation terrestre. La forme de la Terre étant une sphère, les continents devaient donc dériver à la fois vers l’ouest (retard à la rotation) et vers l’équateur (effet axifuge). Ainsi s’expliquait simplement la double orientation des ceintures orogéniques, latitudinale (ceinture mésogéenne ou téthysienne) ou longitudinale (ceinture péripacifique). Au front des continents se développaient des chaînes de montagnes par «effet de proue» (cordillères américaines) et, à l’arrière, avaient lieu des «lâchers» d’arcs insulaires, par «effet de poupe» (arcs insulaires asiatiques), ce qui rendait compte de façon simple de la dissymétrie du Pacifique; le rapprochement et la collision des continents issus de l’Angara et du Gondwana (Eurasie et ensemble africano-arabo-indien) donnaient naissance aux chaînes alpines d’Eurasie.

La théorie de Wegener constituait donc un tout harmonieux et cohérent. Il y avait bien quelques imperfections dans le détail: par exemple, les Amériques avaient une proue mais pas de poupe, l’Eurasie avait une poupe mais pas de proue; tandis que l’Afrique n’avait ni l’une ni l’autre. Mais cela n’altérait guère le schéma d’ensemble, qui apparut comme la première version de la géologie globale de la surface de la Terre et, à ce titre, eut un grand succès.

Cette théorie fut cependant rejetée, sans doute à cause des excès qu’elle permit: trop de continents furent déplacés pour les besoins de tel Coléoptère ou de telle faune cavernicole... Elle fut surtout écartée pour son manque de fondements géophysiques, du moins dans le contexte des connaissances de l’époque. Ainsi, Wegener voulut mesurer le déplacement relatif actuel des continents (entre le Groenland et la Scandinavie); malheureusement, l’ampleur des déplacements qu’il voulait mettre en évidence – très surestimée cependant – était égale ou inférieure à l’ampleur des simples erreurs de calcul, eu égard aux méthodes qu’il utilisait. En outre, les géophysiciens montrèrent que les continents ne pouvaient se mouvoir par le simple jeu des forces d’inertie liées à la rotation de la Terre.

La théorie de Wegener succomba donc sous les coups de la géophysique. C’est pourtant cette dernière qui allait la ressusciter: le paléomagnétisme devait apporter la preuve de la dérive des continents ^{[cf. GÉOMAGNÉTISME]}. Ainsi a-t-on pu reconstituer la position des différents continents au cours des temps et montrer qu’ils formaient bien un ensemble unique, à la fin du Primaire (fig. 3), recoupant ainsi pratiquement le schéma de Wegener (fig. 2).

Dans les années 1950, la dérive des continents avait retrouvé son crédit. Mais on était toujours incapable d’en décrire les modalités et d’en trouver le moteur. L’expansion océanique puis la tectonique des plaques allaient répondre successivement à ces deux questions.

2. L’expansion océanique

L’hypothèse de l’expansion océanique a été émise par Harry H. Hess (1960-1962) à partir, d’une part, de la forme des rides médio-océaniques avec leur rift médian d’aspect extensif, d’autre part, de l’existence de plans sismiques, découverts avant la Seconde Guerre mondiale par le géophysicien japonais Kiyoo Wadati, puis redécouverts plus tard par le sismologue américain Hugo Benioff, dont ils portent le nom (cf. SUBDUCTION, fig. 1). Ces plans de Benioff plongent vers l’extérieur du Pacifique sous les continents bordiers ou les arcs insulaires. Tout se passait comme si, par suite d’une double convection à l’échelle du Pacifique, le manteau supérieur, ascendant au niveau du rift médian (fig. 4), descendant au niveau des plans de Benioff, donnait naissance à la croûte océanique dans le premier cas, et la «digérait» dans le second (fig. 11).

Une telle hypothèse ne pouvait s’appuyer que sur la certitude d’une différence de nature entre la croûte continentale et la croûte océanique , qui fut démontrée par la géophysique. L’enregistrement des premières ondes des séismes proches, qui cheminent en profondeur, a montré des vitesses de propagation différentes dans l’une et dans l’autre: respectivement 5,6 et 6,5 km/s pour les ondes longitudinales, 3,3 et 3,7 km/s pour les ondes transversales, vitesses qui ont été comparées aux mesures expérimentales dans les granites et les basaltes. De là, dans un premier temps, la notion d’une croûte continentale «granitique» et d’une croûte océanique «basaltique». Distinction que n’ont fait que confirmer les enregistrements des ondes longues des séismes lointains, dont les rais cheminent en surface: ces ondes prennent «de l’avance» après la traversée d’un océan par rapport à la traversée équivalente d’un continent, ce qui confirme bien que la croûte océanique est plus «rapide» que la croûte continentale.

«Granitique» et «basaltique» sont évidemment des références moyennes. Pour la croûte continentale, cela recouvre l’ensemble formé par la couverture sédimentaire, les roches métamorphiques (gneiss, micaschistes), et les granites proprement dits. Les affleurements et les forages en témoignent, notamment le forage très profond entrepris dans la péninsule de Kola (Russie), et qui atteignait plus de 12 200 mètres de profondeur au début des années 1990. Pour la croûte océanique, cela recouvre un ensemble stratifié (de haut en bas) de basaltes, dolérites en complexes de filons ou dykes, gabbros, cumulats de péridotites, en une structure analogue à celle des massifs ophiolitiques des chaînes alpines, considérés comme des fragments de croûte et de manteau supérieur océaniques charriés sur les continents. Des dragages dans les océans ont permis de recueillir ces différents types de roches; des forages les ont rencontrés, notamment celui du puits 504 B du programme I.P.O.D. (International Program for Ocean Drilling) qui, au large du Costa Rica, sous 4 000 mètres d’eau et 400 mètres de sédiments, a traversé presque 1 200 mètres de croûte océanique, des basaltes aux dolérites et aux gabbros (ce puits reste ouvert pour un approfondissement futur). Des campagnes de plongées en submersible – avec l’Alvin américain, la Cyana et le Nautile français – ont reconnu des basaltes (campagnes F.A.M.O.U.S. – French-American Mid-Oceanic Undersea Survey – sur la ride médio-atlantique, Cyamex – de Cyana et Mexico – sur la ride est-pacifique) ou des termes plus profonds, gabbros et péridotites (campagnes Cyagor, sur le banc de Goringe, au sud-ouest du Portugal, Vemanaut et Kanaut, le long des failles transformantes Vema, dans l’Atlantique sud, et Kane, dans l’Atlantique central). La dualité de nature des croûtes océanique et continentale ne fait donc plus de doute.

La découverte puis l’interprétation des anomalies magnétiques au niveau des rides médio-océaniques devaient conduire à justifier la notion d’expansion au niveau des rifts médians. Cette découverte fut faite par Ronald G. Mason (1958) dans le Pacifique, à l’ouest des côtes d’Amérique du Nord; elle fut rapidement confirmée et étendue à d’autres océans, notamment à l’océan Atlantique au niveau de la ride de Reykjanes, au sud de l’Islande, qui est la partie septentrionale de la ride médio-atlantique (fig. 5).

Ces anomalies ont été interprétées par Frederick J. Vine et par Drummond H. Matthews (1963) en tenant compte du paléomagnétisme thermorémanent: les bandes d’anomalies magnétiques, parallèles au rift et symétriques par rapport à celui-ci furent interprétées comme étant dues à autant d’intrusions successives de matériel basique issu du manteau, les unes alors que le champ paléomagnétique était de même sens que le champ actuel (anomalies positives: la composante magnétique thermorémanente s’ajoute au champ actuel), les autres alors que le champ paléomagnétique était de sens inverse à celui de l’actuel (anomalies négatives: la composante paléomagnétique thermorémanente se soustrait du champ actuel).

Cela admis, on peut alors, en fonction du calendrier paléomagnétique utilisé, affecter un âge à chaque bande d’anomalies magnétiques, faisant ainsi apparaître que le fond des océans est de plus en plus ancien, à mesure que l’on s’éloigne du rift médian. De là résultent ces cartes où, parallèlement aux rifts, sont indiquées les principales anomalies, repérées par leur numéro d’ordre dans un calendrier déterminé ou même par leur âge absolu d’après ce calendrier.

Du même coup, le calcul du taux d’expansion – en vérité demi-taux car le phénomène est valable des deux côtés de la ride – est rendu possible par simple division de la distance au rift d’une bande d’anomalies par l’âge de celle-ci: les valeurs obtenues s’échelonnent jusqu’à une valeur maximale de 17 à 18 centimètres par an au niveau de la ride du Pacifique oriental, dans la région nord-équatoriale. La valeur la plus fréquente, notamment dans l’Atlantique, est autour de 2 centimètres par an.

L’analyse des séismes qui se produisent au niveau des rides médio-océaniques a permis de préciser les modalités de l’hypothèse. C’est John Tuzo Wilson (1965) qui remarqua les particularités sismiques des grands accidents transversaux aux rides médio-océaniques. S’il s’agissait de véritables décrochements, on devrait s’attendre ce que les foyers sismiques se disposent sur toute la longueur de ces accidents. Or il n’en est rien: les foyers sismiques se disposent uniquement dans le tronçon de l’accident compris entre les deux parties décalées du rift. Si, au contraire, on considère que ces accidents, loin de décaler un rift préformé, se créent par le même processus que celui-là, on arrive à un résultat tout différent: le taux de l’expansion océanique étant supposé le même de part et d’autre de l’accident, on voit immédiatement que, entre les deux rifts décalés, le sens du mouvement relatif de la croûte océanique est inverse de celui du décrochement apparent (fig. 6); alors que, au-delà des rifts, par le jeu de l’égalité des taux d’expansion océanique, le mouvement de la croûte est de même sens et de même vitesse de part et d’autre de l’accident qui, ainsi, peut être considéré comme mort. On comprend alors que les foyers sismiques se trouvent uniquement localisés entre les rifts. Ces accidents ainsi conçus ont été appelés failles transformantes par J. T. Wilson, pour les distinguer des décrochements.

Lynn R. Sykes (1967) devait entreprendre la vérification de ce fait par une analyse nouvelle du mécanisme aux foyers des séismes médio-océaniques (fig. 7). Si l’on admet qu’un séisme au niveau de l’hypocentre est provoqué par une brusque rupture le long d’une faille, l’état des contraintes correspondant à cette rupture peut se répartir en quatre quadrants, deux à deux de compression et dilatation, ces deux situations s’exprimant par le sens du premier mouvement et le résultat global de celui-ci. Si donc, à l’occasion d’un séisme donné, on fait le bilan des sens des premiers mouvements enregistrés dans les différentes stations sismologiques réparties dans le monde (on utilise les ondes P qui arrivent les premières), celles-ci doivent se répartir en quatre quadrants séparés par deux grands cercles perpendiculaires entre eux, de telle manière que, deux à deux, on y observe un premier mouvement de dilatation ou un premier mouvement de compression. Tel est bien le résultat obtenu, ce qui prouve, au passage, que les séismes sont bien liés à des ruptures le long de plans de failles: en effet, des mouvements explosifs ou implosifs, en première approximation isotropes, conduiraient à un premier mouvement soit de compression (explosion), soit de dilatation (implosion), général dans le monde.

Cependant, ce résultat ne permet pas pour autant, renversant le raisonnement, de déterminer la faille cause du séisme et son mouvement. En effet, la répartition des contraintes au premier mouvement exprimée par la figure 7 a – qui est la répartition réelle observée d’après les stations sismiques mondiales – peut tout aussi bien s’expliquer par le schéma de la figure 7 c que par celui de la figure 7 b. Si donc on ne connaît pas la faille qui est la cause du séisme, il y a une indétermination de 90⁰ dans l’orientation possible de celle-ci: on ne peut pas choisir entre les deux familles conjuguées d’un réseau de failles et, par voie de conséquence, on ne peut pas déterminer le mouvement. Mais, si l’on connaît la faille cause du séisme – donc si l’on sait lequel des cas 7 b ou 7 c est le bon –, on peut déterminer le mouvement le long de celle-ci. L. R. Sykes (fig. 8) appliqua donc cette méthode aux séismes des rides médio-océaniques, en considérant qu’ils se produisaient le long des failles transformantes, et confirma ainsi que ceux-ci correspondent à un mouvement inverse du décrochement apparent, ce qui était l’hypothèse de J. T. Wilson.

3. La théorie des plaques

À ce stade de réflexion, la naissance d’océans, comme l’Atlantique, serait éventuellement compatible avec la notion d’une expansion généralisée du globe, a contrario des conceptions contractionnistes développées jusqu’alors (S. W. Carey, 1958). Mais, si l’on n’admet pas cette expansion généralisée, il faut alors concevoir, à côté de zones où naît la croûte océanique (rifts médio-océaniques, qui seront dit zones d’accrétion ), des zones où celle-ci disparaît vers le bas, dans le manteau (zones qui seront dites de subduction ), selon le mécanisme dont Harry H. Hess avait émis l’hypothèse. A priori, l’idée la plus simple est qu’aux zones d’accrétion médio-océaniques on puisse faire correspondre des zones de subduction au niveau des arcs insulaires, notamment autour du Pacifique.

L’analyse des séismes péripacifiques permit de préciser cette hypothèse en substituant à la distinction croûte continentale-croûte océanique celle de lithosphère-asthénosphère . C’est l’étude comparative de l’intensité du signal reçu dans diverses stations sismiques, en fonction de la distance au foyer, qui apporta des renseignements précieux sur l’état physique du manteau supérieur, en se fondant sur le fait que les milieux solides transmettent mieux les ondes que les milieux visqueux, où elles s’atténuent. On observa ainsi que, le long du plan de Benioff qui plonge sous l’arc des Tonga (J. Oliver et B. Isacks, 1967), les ondes qui se propagent le long du plan lui-même s’atténuent beaucoup moins que celles qui s’en écartent, notamment du côté de l’arc. Ce qui conduisit à admettre que, le long de ce plan de Benioff, une dalle solide plonge dans un milieu plus plastique correspondant au manteau supérieur et «descend» sous l’arc (fig. 9). La partie solide, meilleure conductrice des ondes sismiques, dont l’épaisseur fut évaluée, par le calcul, de 75 à 100 kilomètres, fut appelée lithosphère ; la partie visqueuse, dans laquelle s’atténuent les ondes sismiques, reçut le nom d’asthénosphère .

L’analyse des séismes le long des plans de Benioff, par la méthode de Sykes, a donné des résultats variables selon la situation des foyers: les mouvements paraissent extensifs au bord océanique de la fosse, compressifs immédiatement sous celle-ci, extensifs vers les grandes profondeurs. On a pu interpréter ce fait par la flexion de la lithosphère vers le plan de Benioff (extension au bord océanique de la fosse), la plongée de celle-ci (compression sous la fosse) et son entraînement par des mouvements convectifs du manteau supérieur avant sa disparition (extension en profondeur).

La théorie des plaques (X. Le Pichon, 1968; W. J. Morgan, 1968) fait la synthèse de l’ensemble des observations. Tenant compte de la répartition mondiale des séismes, tout se passe comme si la surface du globe pouvait être répartie en un certain nombre de plaques de lithosphère, supposées rigides – du moins, en première approximation, pour des contraintes inférieures à 100 mégapascals –, à la périphérie desquelles se localisent et se limitent les déformations de la partie externe du globe. Le dessin des ceintures sismiques permet ainsi de reconnaître six grandes plaques principales (fig. 10). Les frontières de plaques appartiennent à trois catégories principales: zones d’accrétion, zones de subduction, failles transformantes (fig. 11). Par exemple, la plaque pacifique est limitée par la ride du Pacifique oriental à l’est (zone d’accrétion), les fosses péripacifiques à l’ouest (zones de subduction), la faille de San Andreas et les failles apparentées dans un court secteur (failles transformantes). La plaque africaine est presque continûment entourée par une zone d’accrétion, sauf sur son bord nord où se trouve une zone de subduction particulière (zone de collision) qui correspond à la ceinture alpine méditerranéenne.

Plaque n’est pas synonyme de continent: certaines plaques sont purement océaniques, comme la plaque pacifique; d’autres comportent ensemble océans et continents, comme les plaques sud-américaine, nord-américaine, africaine, eurasiatique. S’agissant des continents, leur position dans la plaque à laquelle ils appartiennent est identique, pour utiliser une métaphore, à celle d’un bateau pris dans les glaces de la banquise et dérivant avec elle.

Quant aux déformations aux limites des plaques, elles peuvent se placer à la limite continentale de celles-ci (au niveau de la ceinture téthysienne ou du bord ouest du continent américain par exemple) ou à certaine distance du bord continental: entre la plaque pacifique et la plaque eurasiatique, la zone de Benioff se situe entre les parties océaniques des deux plaques. Ce qui explique la différence structurale entre les arcs insulaires à l’ouest du Pacifique et les cordillères américaines à l’est ^{[cf. ARCS INSULAIRES]}.

Les continents sont donc passifs dans cette évolution . Mais leur différenciation géochimique – ils sont seuls formés de croûte continentale, plus acide et plus légère – conduit à leur conservation en surface; seule la partie océanique de la lithosphère, peu différenciée par rapport à l’asthénosphère – il s’agit dans les deux cas de matériel basique et ultrabasique –, retourne à celle-ci vers le bas. En cas de subduction, après «avalement» de la croûte océanique de la plaque inférieure, si les croûtes continentales viennent en contact, l’une chevauche l’autre: c’est l’origine des charriages des chaînes alpines, qui résultent de la collision des continents européen et africain, phénomène qui achève le processus de subduction au cours duquel l’océan intermédiaire – appelé Téthys – a disparu. Les continents ne peuvent donc que se rompre s’ils sont coupés par une nouvelle zone d’accrétion, d’où naîtra un nouvel océan, ou se chevaucher s’ils entrent en collision. Ainsi, la disjonction, la mobilité de continents conduisent cependant à leur conservation .

Au contraire, l’évolution océanique est propre aux océans, dont la jeunesse est ainsi constamment renouvelée , sans que la croûte océanique – et le manteau supérieur – n’ait d’occasion autre qu’exceptionnelle d’être ajoutée aux continents: dans les chaînes de type alpin, les massifs ophiolitiques sont de tels lambeaux de croûte océanique incorporés aux continents à l’occasion du charriage d’un continent sur un autre. Un tel charriage de la croûte océanique sur le continent voisin est dit phénomène d’obduction , par opposition à la subduction, qui exprime le fait que la croûte océanique passe au-dessous du continent.

Enfin, on notera qu’on rend ainsi compte de la différence sismologique et tectonique des bordures continentales: les bordures de type atlantique sont celles où la solidarité est totale entre la croûte continentale et la croûte océanique, qui appartiennent à la même plaque; les bordures de type pacifique sont celles où viennent en contact deux plaques dont une océanique, selon une zone de subduction; les bordures de type téthysien sont celles où viennent en contact deux plaques continentales selon un processus de collision consécutif à une (des) subduction(s) antérieure(s). Le premier type est évidemment asismique et anorogénique: il caractérise les marges continentales passives . Les deux autres types sont évidemment sismiques et orogéniques: ils caractérisent les marges continentales actives , sièges des processus de subduction et de collision, le deuxième correspondant aux cordillères et arcs insulaires péripacifiques, le troisième aux chaînes alpines issues de la Téthys, océan aujourd’hui disparu qui séparait l’ensemble Eurasie-Amérique du Nord des continents méridionaux.

La théorie des plaques forme donc un tout cohérent (fig. 10, 11). Mais il est bien évident que des précisions et des assouplissements lui seront apportés. Six plaques représentent le cadre structural fondamental du globe, mais d’autres plaques de moindre importance sont nécessaires pour rendre compte de l’évolution des zones plus complexes. Dans le Pacifique, il faut distinguer: la plaque de Nazca pour rendre compte de la cordillère des Andes; la plaque des Cocos pour passer de celle-ci au secteur des Caraïbes. Dans le domaine méditerranéen, la nécessité de distinguer des plaques secondaires est encore plus grande, telle la plaque d’Alborán pour rendre compte de l’arc de Gibraltar, la plaque adriatique pour les chaînes de la Méditerranée moyenne, la plaque égéenne et la plaque turque pour la Méditerranée orientale, la plaque iranienne, etc. La plaque africaine voit s’individualiser, à l’est des grands rifts, une plaque des Somalies – on admet qu’un océan se prépare à naître en Afrique orientale. Les plaques arabe et indienne sont indépendantes.

Dans l’ensemble, l’hypothèse se tient cependant et invite à reconsidérer l’évolution du globe d’une manière nouvelle. De toute façon, il faut souligner le remarquable effort d’analyse et de synthèse convergentes qui a conduit à la théorie des plaques; il n’y a guère que la théorie de Wegener qui ait témoigné d’un même effort, à une époque où les données de la géologie, de la géophysique et de l’océanographie étaient loin d’être ce qu’elles sont aujourd’hui.

4. Les modalités et les conséquences de la théorie des plaques

Les mouvements des plaques, que nous avons considérés jusqu’à maintenant comme des translations, sont en fait des rotations , du fait que la Terre est, en première approximation, une sphère. L’axe de rotation, perpendiculaire aux cercles décrits par les différents points de la plaque en mouvement, définit des pôles de rotation, que l’on dit «pôles eulériens» (du nom du mathématicien Leonhard Euler) pour les opposer aux pôles géographiques, correspondant à l’axe de rotation actuel de la Terre. Si donc on fait une projection de Mercator sur un cylindre ayant pour axe celui des pôles eulériens, la zone d’accrétion entre les deux plaques apparaîtra selon un méridien, les failles transformantes comme des cercles latitudinaux, ce qui sera une confirmation du modèle proposé.

La conséquence principale est que la vitesse d’accrétion entre deux plaques qui s’éloignent varie, depuis un minimum (nul), au niveau des pôles eulériens, jusqu’à un maximum au niveau de l’équateur eulérien; ce maximum caractérise l’accrétion considérée (fig. 12). Ainsi s’expliquent, par exemple, les grandes vitesses d’expansion observées au niveau du Pacifique équatorial, l’axe des pôles eulériens correspondant étant peu incliné par rapport à l’axe des pôles actuels en fonction de l’orientation de la ride du Pacifique oriental; étant entendu que, de toute manière, le taux d’accrétion de cette ride est beaucoup plus fort que celui de l’Atlantique.

Les pôles eulériens n’ont évidemment aucune réalité physique; on les détermine indirectement à partir des failles transformantes (fig. 13). Comme il a été dit, les failles transformantes sont des cercles latitudinaux sur un globe orienté selon l’axe des pôles eulériens (fig. 12). Ceux-ci se situent donc à l’intersection de grands cercles perpendiculaires aux failles transformantes. S’agissant donc de deux plaques séparées par une zone d’accrétion (rift médio-océanique), on déterminera leur pôle de rotation en traçant les grands cercles terrestres perpendiculaires aux différentes failles transformantes, aux points mêmes où elles touchent au rift. En principe, ces cercles se recoupent en un point qui est le pôle eulérien; en réalité, en raison d’une certaine imprécision sur le tracé des failles transformantes, il existe toujours une indétermination qui peut atteindre quelques dizaines ou centaines de kilomètres.

L’élévation de température produite par la montée de l’asthénosphère au niveau du rift pourrait être la cause même de la forme de la ride médio-océanique . Le refroidissement de la croûte océanique ainsi créée étant progressif, il s’ensuit que sa densité, faible d’abord en raison de la dilatation liée à la température élevée, augmente peu à peu, à mesure que le refroidissement s’opère. De la sorte, si l’on admet un équilibre isostatique de la ride, la courbe de refroidissement de celle-ci pourrait rendre compte de sa forme en saillie convexe. Ainsi, les rides médio-océaniques auraient la signification, en quelque sorte, de dôme de chaleur.

L’âge du fond des océans va donc d’un minimum au niveau du rift, où il est actuel, jusqu’à un maximum au bord de la plaque à laquelle il appartient. Dans un océan de type atlantique, c’est donc au pied de la pente continentale que se situera l’âge maximal de la croûte océanique; dans un océan de type pacifique, c’est au niveau de la fosse qu’il en sera de même. Divers faits vont en ce sens:

– l’épaisseur des sédiments, pratiquement nulle au sommet de la ride, augmente à mesure qu’on s’en éloigne en direction des plaines abyssales, pour atteindre un maximum au pied de la pente continentale (fig. 4);

– les volcans océaniques – ceux du Pacifique par exemple – semblent avoir un âge progressivement plus ancien à mesure qu’on s’éloigne de la ride du Pacifique oriental; en combinant cette donnée avec la morphologie de la ride, dont la profondeur augmente en s’éloignant de son axe, on peut ainsi comprendre la répartition des volcans, depuis des appareils émergés sur la ride jusqu’à des atolls en s’éloignant de celle-ci en fonction de la submersion des cônes, selon un schéma imaginé au XIX^e siècle par Darwin.

Cependant, c’est un programme de forage sous-marin dit J.O.I.D.E.S. (Joint Oceanographic Institutions for Deep Earth Sampling), mis au point en 1968 par l’ensemble des laboratoires océanographiques des États-Unis, étendu, en 1974, à une collaboration internationale (France, Allemagne fédérale, Royaume-Uni, U.R.S.S., Japon: programme I.P.O.D. déjà cité), puis, en 1984, à d’autres participants (Canada, Australie, consortium européen: programme O.D.P., pour Ocean Drilling Program) qui a fourni des arguments convaincants.

Au milieu des années 1990, près de mille puits avaient été forés dans l’océan mondial ou sur ses marges, qui tous – parfois à de faibles différences près – ont confirmé l’âge de la croûte océanique prédit par les anomalies magnétiques. Cette confirmation, qui peut être considérée comme une vérification à l’échelle du globe, fait que la théorie des plaques n’est plus une théorie mais un fait scientifiquement démontré, du moins en ce qui concerne son mécanisme fondamental; on ne dit d’ailleurs plus «théorie des plaques» mais «tectonique des plaques».

Ainsi, dans l’océan Atlantique, les âges les plus anciens reconnus sont: jurassique dans l’Atlantique nord (180 Ma), au pied des continents américain et européen; successivement crétacés puis tertiaires en se rapprochant de la ride. Il en va de même dans l’Atlantique sud, avec cependant un décalage dans le temps, l’ouverture de celui-ci débutant au Crétacé inférieur (140-110 Ma); cela est d’ailleurs en accord avec les séries stratigraphiques que l’on rencontre, d’une part sur la côte ouest de l’Afrique, au Gabon, d’autre part sur la côte est de l’Amérique du Sud, dans le bassin de Sergipe, au Brésil.

Il en va de même dans le Pacifique, à ceci près qu’une partie de la croûte océanique créée a été consommée au niveau des fosses péripacifiques selon des vitesses différentes. Ce phénomène s’exprime par l’obliquité de la bordure des continents américains par rapport à la ride du Pacifique oriental, qui rencontre ceux-ci au niveau du golfe de Californie, ou mer de Cortés (fig. 10): au-delà, vers le nord, la croûte océanique est très jeune, d’âge tertiaire récent; vers le sud, au contraire, elle peut être plus ancienne, jusqu’à des âges éocènes au large du Chili (ce qui suppose néanmoins que la croûte crétacée et jurassique qui existe symétriquement dans le Pacifique occidental ait été «avalée» ici au niveau de la zone de subduction).

Tenant compte des taux d’expansion et de la largeur des océans, on arrive à la conclusion qu’il n’y a probablement nulle part de croûte océanique antérieure au Jurassique inférieur (190 Ma); jusqu’à présent, aucun forage profond n’a rencontré de croûte océanique paléozoïque, ni même triasique, confirmant ainsi la jeunesse des océans qui s’oppose à la vieillesse des continents . La signification de ce fait n’est pas la même pour les océans de type atlantique et de type pacifique. Dans le premier cas, c’est l’âge absolu de l’océan qui est ainsi connu; mais pas dans le second: on peut admettre, en effet, que la croûte océanique plus ancienne, paléozoïque par exemple, a déjà été engloutie au niveau des zones de subduction qui bordent le Pacifique.

Les relations de continents à océans sont donc simples. Elles appartiennent à deux catégories: les marges passives et les marges actives.

Les marges passives résultent de l’ouverture d’un océan au travers d’une masse continentale: depuis l’ouverture, marquée par un jeu de blocs continentaux faillés et basculés qui dessinent la marge continentale elle-même, celle-ci et restée stable; on n’y rencontre pas d’activité sismique ou volcanique notable. Les marges atlantiques (sauf aux Antilles et dans l’arc des Sandwich australes) et une grande partie des marges de l’océan Indien (sauf en Indonésie) sont de ce type. Elles correspondent généralement à une ouverture parallèle à la bordure continentale, mais quelquefois perpendiculaire, comme au niveau du golfe de Guinée ou du sud-est de l’Afrique: on les dit alors «marges passives en cisaillement».

Les marges actives correspondent aux processus de subduction océanique et/ou de collision continentale, qui sont la cause d’une intense activité sismique et volcanique:

– les marges actives de subduction déterminent des arcs insulaires ou des cordillères , suivant qu’il se crée ou non des mers marginales ; elles sont la règle autour du Pacifique, mais elles se rencontrent aussi dans l’océan Indien (Indonésie) et l’Atlantique (Antilles, Sandwich australes);

– les marges actives de collision sont celles de l’Eurasie méridionale (et des Caraïbes) dont sont nées les chaînes alpines issues de la Téthys, océan qui séparait l’ensemble Eurasie-Amérique du Nord du continent du Gondwana ultérieurement éclaté pour donner naissance à l’Afrique, l’Inde, l’Australie (et l’Amérique du Sud et l’Antarctique).

Cependant, d’autres types de relations peuvent s’établir, au moins localement; ainsi, les rifts médio-océaniques peuvent aborder et pénétrer le continent voisin. L’océan Indien en fournit un premier exemple: son rift médian rejoint le golfe d’Aden et, de là, la mer Rouge , dont les caractéristiques sont celles d’un océan en formation (sa forme est celle d’un graben extensif, dans l’axe duquel se trouve la croûte océanique aux anomalies magnétiques symétriques). La mer Rouge n’est pas seule en cause: l’actuel fossé des Afars montre à l’affleurement des caractéristiques qui sont celles des ouvertures océaniques dans une zone continentale. De là, on passerait au système des rifts est-africains (fig. 10) qui pourraient marquer le début de la division de la plaque africaine en deux parties, plaque africaine proprement dite, et plaque des Somalies. Bref, on assisterait ici au début d’une ouverture océanique, donnant une image de ce qui a dû se passer entre Amérique du Sud et Afrique au Crétacé inférieur.

Le Pacifique en donne un second exemple, différent. La ride médio-pacifique rencontre le continent américain au niveau du golfe de Californie; de là, elle se trouve décalée par la faille de San Andreas et réapparaît en bordure immédiate du continent, au large de la côte du Canada pour, de nouveau, disparaître contre celle-ci (fig. 10). Ce fait peut être interprété en tenant compte des taux d’expansion relatifs du Pacifique et de l’Atlantique: la plaque nord-américaine – en quelque sorte «poussée» par l’expansion atlantique – aurait complètement consommé la plaque pacifique orientale et serait venue surmonter la ride médio-océanique elle-même. Ainsi le golfe de Californie, dont l’ouverture remonte au Pliocène (3,5 Ma), correspondrait lui-même au passage de la ride; et la largeur des cordillères, dans l’ouest des États-Unis, s’expliquerait par l’extension de la partie du continent américain superposée à la ride est-pacifique: on aurait là un cas où – pour des raisons «globales» au sens plein du terme – la subduction l’emporterait sur l’accrétion.

L’âge des volcans océaniques, supposé de plus en plus ancien en s’éloignant de la ride, a conduit W. Jason Morgan à proposer la «théorie des points chauds» (hot spots ) comme variante s’ajoutant au mécanisme fondamental de la théorie des plaques. Se fondant sur la déviation des rais sismiques à la base du manteau, W. J. Morgan a proposé de considérer qu’il existait dans celui-ci un certain nombre de points chauds, de température plus élevée que le manteau environnant, à la verticale desquels se situeraient des zones volcaniques permanentes. Toute plaque défilant au-dessus de ces points chauds verrait le volcanisme y rester permanent au travers du temps – à la manière dont une plaque de tôle fond en se déplaçant au-dessus d’un chalumeau –, ce qui rendrait compte de l’allongement des rides volcaniques asismiques dans le sens du mouvement de la plaque à laquelle elles appartiennent (fig. 14). Cette hypothèse pourrait fournir un repère au mouvement absolu des plaques si l’on admet que les points chauds sont fixes.

La rigidité des plaques, postulat de la théorie elle-même, peut n’apparaître que comme une première approximation. On a pu ainsi interpréter le champ de failles de l’Asie, au nord de l’Him laya, par comparaison avec les déformations obtenues par le poinçonnage d’une plaque rigide-plastique de dimension semi-infinie par un coin rigide de dimension finie (cf. FAILLES, fig. 8, et TECTONOPHYSIQUE). Le résultat expérimental d’un tel poinçonnage est un système orthogonal de failles courbes à coulissages conjugués; en fonction de la forme du coin rigide, le champ de déformation diffère de telle manière que l’on puisse le comparer exactement à ce qui s’observe en Asie centrale, dont la tectonique de faille pourrait ainsi résulter du poinçonnage du continent eurasiatique rigide-plastique par le coin indien rigide. Le champ de failles de l’Europe moyenne a été interprété de la même manière, montrant ainsi que l’Europe est également une plaque semi-rigide.

Le fait n’est pas nécessairement général: il n’y a pas partout des champs de failles importants à l’avant des édifices orogéniques. Pour ce qui concerne les chaînes alpines issues de la Téthys, on remarquera que les deux champs de failles connus sont ceux de l’Europe moyenne et de l’Asie centrale, précisément en bout des poinçons que sont l’ensemble italo-dinarique et le sous-continent indien – tous deux limités par des zones de coulissages longitudinaux correspondant à des cas d’hypercollision (cf. chaînes ALPINES) – et là où la plaque eurasiatique est affectée par l’orogenèse hercynienne. Cela est peut-être un argument en faveur de l’hypothèse qu’une plaque continentale est d’autant plus rigide qu’elle est vieille: les poinçons précambriens italo-dinarique et indien, vieux de plus de 600 millions d’années, s’enfonceraient «aisément» dans l’Eurasie hercynienne, vieille seulement de 300 millions d’années.

La tectonique des plaques a apporté une vision synthétique complète de l’évolution du globe qui – outre l’interprétation qu’elle donne des océans, qui couvrent plus des deux tiers de la surface du globe – fournit aux géologues un moyen d’envisager l’évolution des continents et des chaînes de montagnes qui les bordent sous un angle nouveau (cf. TECTONOPHYSIQUE, CHAÎNES DE MONTAGNES [typologie]). Mais c’est avant tout une théorie née des études océanographiques et géophysiques: pour l’essentiel, ses conclusions concernent le domaine océanique dont l’originalité – la jeunesse – se trouve accusée par rapport aux continents. Mais, pour n’être pas liés directement à l’évolution océanique, les continents en subissent les conséquences et c’est à l’analyse de ces conséquences, notamment aux chaînes de montagnes, que la théorie des plaques offre de nouvelles perspectives.

Jusqu’où ces nouvelles analyses iront-elles? On se souviendra que la théorie de Wegener, qui présentait les mêmes caractéristiques synthétiques, mais qui était moins élaborée, a apporté à la géologie une dimension nouvelle. On se souviendra, cependant, qu’elle n’a fourni aucune solution proprement géologique; il en sera sans doute de même de la théorie des plaques, qui a renouvelé puissamment le cadre de la réflexion géologique, orientant celle-ci vers des problèmes insoupçonnés, mais n’en donne pas la solution; cette dernière se trouve sur le terrain, domaine par excellence du géologue.