| VIII. L'évolution des étoiles et l'origine du système solaire. | Page de titre | X. L'aspect changeant de l'Amérique du Nord, ou les géosynclinaux, les zones frontalières et les géosynclinaux |
[ p. 128 ]
Le chapitre précédent décrivait l’évolution des étoiles qui conduit à l’origine du système solaire et de la Terre. Comme nous l’avons vu, la plupart des hypothèses font dériver le Soleil et les planètes d’une nébuleuse solaire primitive, tandis que d’autres théories expliquent la formation de la Terre à partir d’un essaim météoritique issu du Soleil. Tous s’accordent cependant sur le fait que le Soleil, à l’instar des étoiles, s’est formé par condensation de matière nébuleuse. Concernant l’origine de la Terre, la théorie la plus plausible est l’hypothèse des planétésimaux, qui stipule que le Soleil, alors à l’état gazeux primitif, s’est approché d’une autre étoile et a été partiellement désintégré par les forces de marée créées entre les deux astres. À partir de la matière éjectée, en se refroidissant, se sont formées les planètes et leurs satellites. Les premières étapes de la formation de la Terre, telles que postulées par cette théorie, seront maintenant exposées plus en détail.
Dans le chapitre précédent, nous avons vu que l’hypothèse planétésimale de Chamberlin et Moulton postule la formation de la Terre et de la Lune par accrétion très lente de planétésimaux froids, principalement de la taille de poussières, sur deux noyaux originaux. Cependant, puisque nous suivrons ici la conception de Barrell selon laquelle la Terre s’est formée par des planétoïdes initialement regroupés et de grande taille moyenne, s’accumulant rapidement autour des noyaux et donnant naissance à une Terre en fusion, il convient à présent de développer davantage cette théorie. Néanmoins, il ne faut pas oublier [ p. 128 ] la conclusion de Joly selon laquelle l’état en fusion originel de la Terre pourrait être dû à une condensation radioactive accumulée. Bien sûr, on ne peut savoir si, lors de la formation de la Terre, le centre, ou la matière du noyau originel, a tendu vers un état liquide ou solide. La partie extérieure, cependant, d’une épaisseur correspondant peut-être au quart extérieur du rayon et représentant environ la moitié du volume de la sphère, semble être passée à un état véritablement en fusion.
Après une longue période, la production rapide de chaleur due à l’impact des planétoïdes diminua, et la sphère fluide, animée de lents courants de convection, commença à se refroidir. Les cristaux basiques lourds furent les premiers à se former et, en raison de leur densité élevée, ils s’enfoncèrent dans le magma sous l’effet de la convection. Le magma supérieur restant était plus siliceux, de densité plus faible, et, en cristallisant, il apporta à la croûte une plus grande proportion de feldspath et de quartz. La croûte terrestre originelle était donc composée de granite.
Sphères de la Terre intérieure. — La vaste masse centrale de la Terre, la centrosphère ou barysphère, mesure environ 10 000 kilomètres de diamètre. Il semble certain que la pression est le facteur dominant au sein de ce noyau terrestre. Si la composition de la Terre dans son ensemble est similaire à celle des météorites, on peut en déduire que le matériau de la centrosphère est un alliage de nickel et de fer (NiFe, appelé NiFe par Suess). L’exemple du haut fourneau illustre bien le fait que le laitier est insoluble dans le fer et, étant plus léger, s’accumule dans la partie supérieure du creuset, comme la crème sur le lait ; or, le laitier a une composition similaire à celle des roches ignées basaltiques. La densité des profondeurs suggère qu’elles sont stratifiées, à l’instar du matériau présent dans le creuset du haut fourneau, et que les roches silicatées forment une enveloppe de plusieurs centaines de kilomètres d’épaisseur, se fondant progressivement dans un vaste noyau métallique.
L’enveloppe silicatée, d’une épaisseur radiale d’environ 1 450 kilomètres, s’est finalement différenciée, entraînant la remontée de la fraction la plus siliceuse et la plus légère en une couche externe : la lithosphère ou sphère rocheuse très résistante (SiAl ou silice et alumine, appelée sial par Suess, sal par d’autres), d’une épaisseur d’environ 80 à 120 kilomètres. Celle-ci s’est ensuite cristallisée en une croûte granitique universelle primordiale, recouvrant une coquille basaltique sous-jacente plus épaisse (SiMa, écrit sima par Suess). (Pour plus de détails, voir la partie I, pages 263-264.)
Entre la lithosphère et la centrosphère se trouve une enveloppe chaude, basique (principalement composée de basaltes et de gabbros), rigide mais fragile, que Barrell a nommée asthénosphère, c’est-à-dire la sphère de faiblesse. Elle se caractérise par sa capacité à se déformer facilement sous l’effet de contraintes prolongées d’amplitude limitée ; il s’agit d’une zone de faiblesse terrestre constituée de matière déformable.
[ p. 129 ]
La Terre dans son ensemble est très rigide, aussi dense et rigide que l’acier des blindages ou le verre.
« The lithosphere was once thought to be the restricted province of geologLsts, but they now lay claim to the entire earth, from the center of the centrosphere to the limits of the atmosphere, and they threaten to invade the region of the astronomers on their way towards the outlying domain of cosmogony. Geology illustrates better than any other science, probably, the wide ramifications and the close interrelations of physical phenomena. There is scarcely a process, a product or a principle in the whole range of physical science, from physics and chemistry up to astronomy and astrophysics, which is not fully illustrated in its uniqueness or in its diversity by actual operations still in progress on the earth, or by actual records preserved in her crust. The earth is thus at once the grandest of laboratories and the grandest of museums available to man » (Woodward).
¶ Azoic Era
The present diameter of the earth is 7918 miles, but at the close of the growing period or the beginning of the hypothetic Azoic era, it must have been 200 and possibly even 600 miles greater radially, for it is well known to geologists that throughout geologic time it has been losing volume due in part to the loss of heat into space, but probably in greater degree to internal molecular change. Even though the earth has thus been dissipating its inherited energy for at least many himdreds of millions of years, our mundane sphere is still far from having attained the internal stability that will, when achieved, probably result in a featureless earth with a universal ocean, and an atmosphere devoid of carbon dioxide, the basis of life. Then the earth will be in its old age.
Dana, following the Laplacian conception of a molten earth origin, called the first era in the earth’s history the Astral eon, when the earth was thought to be in the condition of a star. This gaseous state evolved into a fluid earth surrounded by a heavy vaporous atmosphere.
The Astral eon was followed, according to Dana, by the Azoic eon, when the hot earth became encrusted, but was still lifeless. This eon he subdivided into an earlier Lithic era, when the earth had cooled enough to have a soKd rocky crust, the original crust, composed wholly of crystalline rocks, dominantly granite; and a later Oceanic era, when the previous heavy atmosphere had condensed into a universal ocean.
Tidal action now set in, oceanic waves and currents and rivers commenced their work about the emerged and emerging lands, and sediments accumulated for the first time. The large excess of carbonic acid in the air and water became a source of rock destruction. [ p. 130 ] Before the close of the era, there arose the formation of limestones and iron carbonates by chemical methods, removing carbonic acid from the air and so commencing its purification.
L’atmosphère primordiale. — La géologie actuelle considère que l’atmosphère et l’hydrosphère sont essentiellement d’origine volcanique, résultant de l’accumulation des exhalaisons de volcans actifs et de sources thermales. Ces gaz proviennent des profondeurs de la Terre, de magmas en fusion chauffés et en transformation. On les imagine dissous dans des magmas fortement comprimés, et lorsque la pression diminue, les gaz réchauffent les magmas et finissent par s’échapper dans l’atmosphère.
Partant du principe que la Terre était initialement à l’état fluide, Barrell poursuit en disant qu’il devait exister une atmosphère gazeuse chaude composée principalement de vapeur d’eau, et en moindre quantité de dioxyde de carbone et de monoxyde de carbone, de chlore et d’acide chlorhydrique, avec un peu d’azote mais pas d’oxygène libre.
L’atmosphère primitive pénétrait profondément dans la roche en fusion universelle par dissolution. Cette pénétration de vapeur d’eau permettait à la roche de rester fluide à 800 °C, alors qu’en l’absence d’eau, les magmas silicatés anhydres ne fondent qu’entre 1300 et 1500 °C. La dissociation de l’eau en ses gaz constitutifs étant très faible, l’atmosphère primordiale était donc composée de gaz à l’eau, avec une abondance de dioxyde de carbone et de monoxyde de carbone.
La lumière du soleil de l’ère azoïque illumina enfin la Terre et se refléta sur le manteau nuageux. La planète resplendit de cette lumière réfléchie, semblable à celle que Jupiter et Saturne arborent encore aujourd’hui. Au-dessus de la couche nuageuse, le dioxyde de carbone et d’autres gaz, mêlés à de très faibles quantités de vapeur d’eau, formaient une enveloppe transparente supérieure dont la densité diminuait progressivement.
Dans son ouvrage passionnant, The Fitness of the Environment, Henderson affirme que la nature des combinaisons chimiques initiales de l’hydrogène et du carbone est sujette à interrogation. Cependant, lors du refroidissement d’un soleil ou d’une planète, l’affinité du carbone et de l’hydrogène pour l’oxygène augmente, ce qui conduit inévitablement à la formation d’acide carbonique et d’eau. L’oxygène est en effet presque certainement présent dans le soleil ; on le trouve dans les météorites, et son abondance dans l’atmosphère et la croûte terrestres (environ la moitié de leur masse totale) justifie de penser qu’il est partout l’un des éléments les plus communs. Ainsi, une atmosphère contenant de l’eau et de l’acide carbonique semble être l’enveloppe normale d’une nouvelle croûte se formant sur un corps en refroidissement. Même si ces substances étaient initialement absentes d’une telle atmosphère, les volcans les rejetteraient rapidement en quantités considérables pour soulager la pression engendrée par les inévitables processus chimiques.
Dans l’atmosphère terrestre, l’acide carbonique a été en grande partie converti en oxygène et en matière végétale, lesquels se sont ensuite transformés en d’énormes quantités de charbon. Il est en fait possible, conformément à la suggestion [ p. 131 ] de l’éoène, que tout l’oxygène de l’atmosphère se soit ainsi formé à partir du dioxyde de carbone, et que, par conséquent, le charbon, la tourbe et d’autres substances similaires présentes dans la terre soient chimiquement équivalents à l’oxygène actuellement libre.
Le principal constituant accessoire de l’air est le dioxyde de carbone, essentiel à la vie. Dans l’atmosphère actuelle, on compte environ trois volumes de ce gaz pour 10 000 volumes d’air, et sa concentration est tout aussi élevée dans les êtres vivants. Par ailleurs, selon F.W. Clarke, les océans contiennent aujourd’hui de dix-huit à vingt-sept fois plus de dioxyde de carbone que l’air (Johnston et Williamson estiment cette concentration à environ soixante-dix fois plus à 15 °C). Quant aux volumes encore plus importants emprisonnés dans les roches sédimentaires, les combustibles et les dépôts carbonés de la Terre, ils seraient 30 000 fois supérieurs au volume présent dans l’atmosphère actuelle. Ces faits sont mis en avant aujourd’hui pour montrer que la composition de l’atmosphère a toujours varié en raison de la perte constante de dioxyde de carbone et d’oxygène dans les roches sédimentaires, mais qu’en même temps, il y a toujours eu un réapprovisionnement en dioxyde de carbone grâce aux volcans périodiquement actifs et aux sources minérales, et en oxygène grâce à l’activité biologique des plantes.
Rassemblement des eaux océaniques. — Lorsque la croûte terrestre commença à se refroidir et à se solidifier, Barrell explique que la cristallisation se produisit en divers endroits, que la convection ralentit et que la roche en fusion se solidifia. La pluie, descendant sans cesse de la voûte nuageuse permanente sans jamais avoir atteint la lithosphère, commença alors à s’abattre sur la surface brûlante de la Terre. Cette surface terrestre fumante fut éphémère, peut-être de quelques milliers d’années seulement. Puis, un océan d’eau acide commença à se former à la surface, probablement présent sur toute la lithosphère. Le dioxyde de carbone devint le gaz dominant de cette atmosphère raréfiée, et la vapeur d’eau était présente en moindre quantité. La chaleur solaire commença à jouer un rôle prépondérant dans le réchauffement de la Terre à travers la canopée désormais mince et fragmentée. Pour la première fois, la lumière du soleil atteignit la surface de la lithosphère.
L’activité volcanique était encore très intense et d’importants volumes de gaz furent libérés, enrichissant l’atmosphère et l’hydrosphère anciennes, ou vadoses, de matériaux juvéniles. Depuis lors, les volcans ont continuellement déposé de nouvelles quantités d’eau et de dioxyde de carbone juvéniles à la surface de la Terre. Au début, le volume d’eau ajouté était considérable, mais il a diminué depuis les premiers temps de l’histoire de la Terre ; on peut dire que la Terre a donné naissance à ses océans. La plus grande quantité d’eau ajoutée s’est formée durant les ères azoïque et archéozoïque, périodes durant lesquelles on estime que 50 à 75 % du volume actuel se sont constitués. Le reste s’est accumulé au cours des ères géologiques ultérieures.
Origine des continents et des bassins océaniques. — Les géodésiens et les géologues savent que les continents sont constitués [ p. 132 ] de matériaux plus légers, essentiellement du granite, tandis que les vastes zones océaniques reposent sur des roches basaltiques plus denses, la différence de densité étant d’environ 3 %. Il convient maintenant de s’interroger sur l’origine de ces différences.
Barrell affirme qu’à l’origine, la Terre fluide avait une surface aussi plane que celle de l’océan. Le problème de l’origine des bassins océaniques et des plates-formes continentales se résume à celui de l’origine des différences de densité de la lithosphère et du maintien de l’état chaud et ténu de l’asthénosphère. On pense que la désintégration des minéraux contenant du radium a agi comme une source permanente de chaleur dans les roches qui les renferment (voir partie I, p. 264). Près de la surface, cette chaleur se dissipe par conduction, mais celle générée au sein de l’asthénosphère ne peut s’échapper ainsi et doit lentement transformer une partie de la roche solide en liquide. De cette manière se forment des réservoirs de roche en fusion qui peuvent fondre jusqu’à la surface. C’est ce magma, le plus profond et le plus dense, qui, en remontant dans la sous-croûte plus légère, l’alourdit et entraîne ainsi vers le bas des fragments de la lithosphère granitique originelle, formant des bassins. La forme et les relations des bassins océaniques suggèrent qu’aux temps les plus reculés, après la solidification de la Terre, une matière en fusion dense provenant des profondeurs de la Terre a pénétré ou traversé la croûte externe, à une échelle gigantesque, éruption après éruption, jusqu’à ce que les vastes coulées de roche aient alourdi de larges zones et les aient fait s’affaisser dans des bassins océaniques.
Comme on peut l’observer dans les plaines de lave lunaires, ce phénomène, une fois amorcé en un point donné, se serait propagé en un rayon croissant, donnant naissance aux nombreux contours grossièrement circulaires caractéristiques des bassins océaniques. Ce processus a laissé de vastes segments anguleux de la croûte originelle plus légère, formant des plates-formes continentales en relief entre les bassins coalescents. Les eaux se sont naturellement accumulées dans les bassins, et les continents sont restés debout, émergeant comme des zones surélevées.
L’affaissement régional de la croûte terrestre était particulièrement caractéristique de l’ère azoïque, mais le processus ne s’est pas arrêté pour autant. Dans les chapitres suivants, nous verrons comment ce même processus, au cours du Paléozoïque supérieur et du Mésozoïque, a continué à fragmenter durablement de vastes étendues terrestres en bassins océaniques.
Source des sels des océans. — La composition des eaux océaniques est abordée à la page 91 de la première partie de cet ouvrage. Puisque toute cette matière saline a été lessivée des roches terrestres depuis les premières pluies, et qu’une infime partie ([ p. 133 ]) a été extraite des océans par l’accumulation de roches, on estime qu’elle représente la fragmentation d’une couche de roche ignée d’une épaisseur moyenne d’au moins 2 100 mètres (6 900 pieds) sur l’ensemble des plateformes continentales. Il est probablement plus juste d’affirmer que les continents ont subi une érosion de roches ignées d’une profondeur moyenne de 1,5 à 3 kilomètres (1 à 2 miles). Bien entendu, l’érosion totale au cours des temps géologiques a été bien plus importante, peut-être de 50 à 100 % supérieure, puisqu’elle incluait le remaniement de matériaux plus anciens, ignés et sédimentaires. De plus, « plus de la moitié, peut-être les quatre cinquièmes, de l’érosion des roches ignées s’est produite avant le début du Paléozoïque » (Barrell).
¶ Temps éozoïque
L’ère éozoïque est le dernier intervalle hypothétique entre l’ère azoïque, lorsque la Terre se préparait à devenir le foyer de la vie, et l’ère archéozoïque, lorsque l’on sait que la vie a existé sur Terre.
Évolution de l’atmosphère primordiale. — Avec la séparation des terres et des océans, l’érosion commença, le dioxyde de carbone fut extrait de l’atmosphère pour former des carbonates, et une nouvelle cause d’appauvrissement atmosphérique fut amorcée. L’enveloppe gazeuse devint plus mince, plus raréfiée et plus froide, jusqu’à ce qu’un équilibre oscillant s’établisse entre les apports de nouveaux gaz provenant des roches en fusion et les pertes dues à l’altération de leurs formes solides. L’azote était initialement présent en quantité relativement faible et l’oxygène à l’état de traces. Une évolution de la composition atmosphérique devait encore se poursuivre au cours des ères suivantes pour la transformer en un milieu gazeux permettant le développement des plantes et des animaux terrestres supérieurs.
Dès les premiers temps qui ont suivi la formation des océans et l’émergence des terres émergées, le soleil a réchauffé l’atmosphère et la Terre. Un environnement propice à la vie originelle et la plus primitive s’est probablement développé dans les eaux océaniques de l’Éozoïque, puisque des formes très primitives de plantes marines, d’algues et de bactéries, sont connues dans les roches de l’Archéozoïque.
Les plantes chlorophylliennes, aujourd’hui comme hier, utilisent le carbone du dioxyde de carbone présent dans l’air et l’eau et libèrent de l’oxygène. Ainsi, grâce à la vie végétale, la quantité d’oxygène libre dans l’atmosphère et l’hydrosphère est constamment renouvelée. Par ailleurs, une grande quantité d’oxygène libre est consommée lors de la transformation des roches ignées en d’autres types de roches par l’altération, et une autre quantité est rejetée dans [ p. 134 ] l’atmosphère par l’oxydation des sulfures. La grande quantité d’oxygène présente dans l’atmosphère est donc entièrement due à la dissociation du dioxyde de carbone par les plantes vertes.
Si toute l’eau des océans et les émanations gazeuses de la Terre, y compris les sels et le chlore contenus dans les eaux et les strates géologiques, pouvaient être réintroduites dans l’atmosphère actuelle, la pression, selon Barrell, atteindrait 3 756 livres par pouce carré à la surface de la Terre. Elle est actuellement de 14,7 livres. Ce calcul donne une idée de l’immense quantité de matières que la Terre a rejetées de son intérieur.
Dans l’atmosphère primitive, l’oxygène libre ne devait être présent qu’à l’état de traces, car les importantes coulées de lave de l’époque le consommaient. Les eaux océaniques étaient alors presque douces et le chlore était combiné au calcium et au fer. L’oxygène en quantités notables ne semble pas être apparu avant le Protérozoïque, puisque c’est à cette période que font leur apparition les premières roches oxydées ou rouges (formation animikienne).
On en déduit que les premières plantes devaient être capables de vivre sans oxygène libre et qu’elles ressemblaient peut-être aux bactéries anaérobies. Les plantes photosynthétiques des océans, en revanche, produisaient de l’oxygène libre, rendant ainsi possible la vie animale. Des strates carbonées et des gisements de graphite sont fréquents dans l’Archéozoïque.
Origine de la vie. — La vie se propage par transformation (évolution) probablement depuis l’apparition de l’hydrosphère et de l’atmosphère sur Terre. Ses origines exactes (comment, où et quand) restent un mystère géologique, bien que la théorie de son origine ait été abordée au chapitre II. On observe la présence de la vie à l’Archéozoïque, à la fois directement et indirectement par son action chimique sur les éléments, comme en témoigne l’accumulation de dépôts carbonés (schistes noirs, graphite) et de minerais de fer. Au début de l’Archéozoïque apparaissent des précipités calcaires d’algues, puis plus tard, des bactéries. À la fin du Protérozoïque, on rencontre pour la première fois des restes d’animaux supérieurs : radiolaires, éponges, traces et tubes d’annélides.
¶ Lecture collatérale
Joseph Bahrbll, L’origine de la Terre. Chapitre I dans « L’évolution de la Terre et de ses habitants ». New Haven (Yale University Press), 1918.
T. C. Chamberlin, L’origine de la Terre. Chicago (University Press), 1916.
L. J. Henderson, L’aptitude de l’environnement. New York (Macmillan), 1913.
| VIII. L'évolution des étoiles et l'origine du système solaire. | Page de titre | X. L'aspect changeant de l'Amérique du Nord, ou les géosynclinaux, les zones frontalières et les géosynclinaux |