La Tectonique de plaques

I.               INTRODUCTION

L’hypothèse de la dérive des continents est une idée qui a plus de 400 ans. Elle fut reprise et admirablement construite et structurée par Alfred Wegener au début du XXe siècle. Malheureusement, elle n’est pas acceptée par la majorité des géologues et tombe en défaveur jusque dans les années 1970. Depuis, de nombreuses preuves ont montré sa validité et elle est reconsidérée en termes de « tectonique de plaques ». Une véritable révolution dans les sciences de la Terre dans les années 1970.

II.            HISTORIQUE

— Père François Placet (1668) : pionnier en la matière, mais dans le cadre des croyances religieuses imposées par l’Inquisition : « La corruption du grand et du petit monde, où il est montré que devant le déluge, l’Amérique n’était point séparé des autres parties du monde » ;

— Théodore Lienthal (1756) : formes emboîtées de certaines côtes atlantiques (Amérique du Sud, Afrique) ;

— Antonio Snider (1858) : observation paléobotanique : similitude des plantes carbonifères d’Amérique du Nord et d’Europe ;

— Edouard Suess (fin XIXe s) : 1er argument géologique : correspondance entre formations géologiques des continents de l’hémisphère sud, d’où existence d’un supercontinent, le Gondwana (tiré du Gondwanaland, région Centre-Est de l’Inde) ;

— Alfred Wegener (1912) : théorie de la dérive des continents !

III.          STRUCTURE INTERNE DE LA TERRE

Grâce à la sismologie, étude de la transmission des ondes émises lors des tremblements de terre, on a pu déterminer que notre planète est formée de quatre sphères emboîtées.

De la surface vers le centre :

—      La croûte qui forme l’écorce, rigide et froide, a une épaisseur de 7 Km sous les océans et de 30 à 40 Km sous les continents. Elle fait partie de la lithosphère qui comprend en plus une partie du manteau. Elle atteint 70 Km au niveau de la croûte océanique et environ 150 Km sous  la croûte continentale. Elle est découpée en plaques mobiles qui se déplacent horizontalement sur l’asthénosphère.

—      Le manteau, ceinture rocheuse de 2.900 Km d’épaisseur composée de silicates et d’oxyde ferro-magnésiens. Il est subdivisé en trois unités de composition minéralogique différente :

–                                         le manteau supérieur, de 400 Km de profondeur ;

–                                         la zone de transition allant de 400 à 660 Km ;

–                                         le manteau inférieur, de 600 à 2.900 Km.

Au point de transition entre la zone de transition et le manteau inférieur, la température atteint 1.600° C et la pression y est de 23 GPa, tandis qu’au niveau de la couche D », la température est de 3.500° C et la pression de 135 GPa.

L’asthénosphère qui est constitué par le manteau moins sa partie appartenant à la lithosphère n’est pas rigide mais à tendance à fluer sous de faibles contraintes ce qui permet aux plaques de la lithosphère de se déplacer les unes par rapport aux autres.

—      Le noyau externe de 2.900 à 5.100 Km, très dense et très chaud, séparé du manteau par la couche D ». Il est formé par un alliage métallique de fer, nickel et éléments plus légers à l’état liquide.

A 5.100 Km, la température monte à 5.250° C et la pression à 330 GPa.

—      La graine, d’un diamètre de 1.271 Km, occupe le centre de la planète et est de même composition que le noyau quoique solide. Au centre, la température atteint 6.000° C et la pression est de 365 GPa.

La Terre a un rayon moyen de 6.371 Km.

Fig. 1 – Structure interne de la Terre

IV.           LIMITES ENTRE PLAQUES

 A.                           Plaques

 Pour rappel, ce sont des parties rigides superficielles de la croûte terrestre, épaisses d’environ une centaine de kilomètres, dont l’ensemble forme la lithosphère. Elles peuvent se déplacer horizontalement sur le substratum visqueux, l’asthénosphère. Les limites entre elles ou leurs frontières sont de trois types :

–                                         rift océanique ;

–                                         fosse océanique avec subduction ;

–                                         faille transformante.

 Dans les années 1970, un géologue sud-africain, X Le Pichon, a déterminé six grandes plaques limitées par des zones d’activité sismique : eurasienne, indienne, pacifique, américaine, antarctique et africaine. En fait, il en existe d’autres plus petites, secondaires, qui porterait leur nombre à une vingtaine.

Les plaques sont de différentes natures :

–                                         entièrement océaniques, comme la plaque pacifique ;

–                                         partiellement océaniques et continentales, plaques nord et sud-américaines ;

–                                         entièrement continentale, plaque iranienne.

Fig.  2 – Les plaques et leurs limites

 

B.                           Dorsale ou rift océanique

 L’exploration des fonds marin, à partir des années 1960, a permis de montrer que ceux-ci possèdent des reliefs très importants et variés. Ils sont caractérisés par une dorsale, chaîne de montagnes longue de plus de 60.000 Km, de 3 Km d’altitude et d’une largeur  approximativement d’un tiers de celle de l’océan qu’elle traverse.

La dorsale est le siège d’un volcanisme basaltique, aussi la croûte océanique est-elle composée de basalte.

Fig. 3 – Coupe de la dorsale

Le long des dorsales s’échelonnent des failles transformantes, cassures perpendiculaires à l’axe de la dorsale. Ces failles découpent la dorsale en segments.

Fig. 4 – Vue en perspective d’une faille transformante. La partie sismique active (représentée par les points blancs) se situe entre les deux branches du rift à partie desquelles se renouvelle le fond océanique.

C.                          Fosses  océaniques

Une deuxième forme de relief que l’on rencontre dans les fonds océaniques est la fosse ou anciennement le ravin abyssal. C’est une dépression allongée, de plusieurs milliers de kilomètres, dont la profondeur est égale ou supérieure à deux fois la profondeur moyenne des océans (de 5.000 à 11.000 m). Ces zones se concentrent le long des continents (exemple, côte ouest de l’Amérique du Sud) ou des archipels volcaniques ou îles en guirlandes (les Aléoutiennes, les Kouriles, le Japon, les Kyu-Ryu, les Philippines, les îles de la Sonde).

Fig. 5 – Fosses océaniques

Ces îles en guirlande et les zones des continents adjacents aux fosses sont sujet à une activité sismique et volcanique intense. De plus, les épicentres des tremblements de terre moyens et profonds se situent sur un plan incliné appelé plan de Benioff.

D.                          Failles  transformantes

Une faille transformante ou décrochante peut se former à la frontière entre deux plaques lithosphériques qui coulissent l’une par rapport à l’autre. Elle peut relier deux portions de fosse océanique, ou une fosse et un rift, ou deux portions de rift comme nous l’avons vu plus haut.

Fig. 6 – Failles transformantes de rift R à fosse F, à gauche, et de fosse à fosse à droite (extrait du « Dictionnaire de Géologie »).

 

 Fig. 7 – Une grande faille transformante court du golfe d’Aqaba, au Sud, jusqu’à la Turquie, au Nord. Ses mouvements coulissants sont à l’origine de la vallée du Jourdain et de celle d’Aqaba, ainsi que des bassins effondrés du lac de Tibériade, de la mer Morte et du golfe d’Aqaba.

 

V.             LA THEORIE DE LA TECTONIQUE DE PLAQUES

Le jeu des plaques l’une par rapport à l’autre se traduit par trois phénomènes : accrétion ou expansion (accroissement de la croûte), subduction (disparition de celle-ci) et glissement latéral de deux plaques entre elles. La sphère terrestre ne variant pas en surface, il est logique, que si d’un côté la lithosphère s’agrandit, elle doit se réduire ailleurs pour rester en gros constante.

A.                           Zones d’accrétion ou d’expansion

Au niveau des dorsales océaniques, les plaques sont en extension et s’écartent l’une de l’autre par apport de matière venant de l’asthénosphère. Ce phénomène se manifeste dans les rifts océaniques par un volcanisme basaltique avec épanchement de laves en coussins (pillow lavas). C’est ce que l’on appelle l’accrétion océanique. Les nouvelles laves s’écartent de part et d’autre de l’axe du rift, immédiatement remplacées par de plus jeunes. C’est l’effet du tapis roulant. En se refroidissant, la nouvelle croûte s’épaissit, devient plus dense et déprime l’asthénosphère : il y phénomène de subsidence du fond océanique.

Le magma remontant de l’asthénosphère perce la croûte continentale.

Des sections de la zone fracturée, surchauffées et soulevées, s’écartent créant un rift.

Les deux parties se séparent au fur et à mesure que la lave sort du rift. L’eau de mer remplit le bassin ainsi formé.

Fig. 8 – Naissance d’un océan

 

C’est ainsi que se forment les océans. Un bel exemple est l’Atlantique.

Fig. 9 – Cartes très schématiques illustrant l’ouverture de l’Atlantique du Trias (1) au Crétacé supérieur (4)(extrait du « Dictionnaire de Géologie »).

B.                           Zones de subduction

Une plaque à croûte océanique se met à plonger dans l’asthénosphère lorsqu’elle rencontre une autre plaque : c’est la subduction. Cela se produit généralement, mais pas obligatoirement, à la limite d’une plaque continentale, plus légère et qui passe par-dessus la plaque océanique alourdie comme nous l’avons vu plus haut, et par l’accumulation de sédiments. Plusieurs phénomènes sont corrélatifs à cette subduction :

–                 creusement d’une fosse océanique ;

–                 production de séismes le long du plan de subduction ou plan de Benioff, par frottements ou relaxations ;

–                 formation d’un prisme d’accrétion correspondant à un empilement d’écailles tectoniques formées de sédiments et de roches volcaniques plongeant sous la plaque continentale ;

–                 volcanisme andésitique à la verticale de la plaque plongeante.

Fig. 10 – Exemple de subduction

C.                          Failles transformantes

 Les limites entre plaques, où il y a faille transformante, ne présente ni production, ni destruction de matière. Dans ce cas, ces failles sont parallèles au mouvement des plaques, pas forcément perpendiculaire aux dorsales océaniques, et les deux plaques coulissent l’une par rapport à l’autre. Elles sont le théâtre de séismes de grandes ampleur, car, lors du frottement, une énergie importante peut s’accumuler et lorsque celle-ci dépasse un certain seuil, tel un ressort qui se détend, les deux plaques peuvent faire un rebond entraînant un tremblement de terre catastrophique. Le plus bel exemple est la faille de San Andreas en Californie

 

Fig. 11 – Le destin de la Californie, une des régions les plus instables du globe.

 

D.                          Séquence théorique complète des événements

 1.     Stade de distension

Formation d’un fossé d’effondrement, ou rift, bordé par des escarpements en marches d’escalier délimités par des failles normales. Ce fossé se situe sur un bombement topographique qui correspond à un amincissement de la croûte et à un flux thermique supérieur à la normale, dus à la remontée d’une masse magmatique. Ce phénomène s’accompagne généralement d’un volcanisme basaltique, d’une sismicité élevée et d’une sédimentation importante.

Ce stade peut s’observer en Alsace avec le graben du Rhin et dans la région des Grands lacs africains.

 2.     Stade océan étroit

Formation d’un fond océanique par élargissement du fossé et épanchement de laves basaltiques entre les deux lèvres du rift. L’élargissement de celui-ci et son effondrement permet l’envahissement progressif des eaux marines. Un début d’océan se forme, dont le plancher est de nature basaltique, alors que celle des deux morceaux de continent qui le jouxtent est granitique. La faible largeur de l’océan empêche le renouvellement rapide des eaux, entraînant leur stagnation et provoque un milieu réducteur (euxinique) par manque d’oxygénation. La matière organique se conserve.

Ce stade d’évolution est bien illustré par la mer Rouge qui s’ouvre entre l’Arabie et l’Afrique depuis 30 Ma.

 3.     stade océan large

Au niveau de la dorsale, le phénomène d’accrétion joue. L’océan s’élargit et les continents s’écartent symétriquement sur plusieurs milliers de kilomètres. La circulation des eaux entraînée par les courants marins permet l’élimination de la matière organique qui s’oxyde. La répartition de la sédimentation est régit par trois paramètres :

–        la quantité des apports détritiques : sédiments amenés par les fleuves, par les icebergs, par les vents ;

–        la productivité biologique du milieu océanique : boues abyssales essentiellement constituées par des coquilles ou squelettes de plantes et d’animaux planctoniques ;

–        l’éloignement de la dorsale qui conditionne l’âge du fond océanique et sa profondeur.

C’est le cas de l’Atlantique (fig. 9) et de l’océan Indien.

Fig. 12 – Exemple des stades 1 et 2. La Rift Valley africaine est une déchirure continentale qui s’étend de l’Ethiopie au Mozambique, prémices d’un futur océan. La mer Rouge est quant à elle un jeune océan qui s’ouvre entre l’Afrique et l’Arabie.

4.     stade subduction

Avant de parler de subduction, définissons ce qu’est une marge continentale. C’est la région immergée de la bordure d’un continent qui fait le raccord avec les fonds océaniques. Les marges sont de deux types :

–        marge passive, lorsque le passage de la croûte continentale à la croûte océanique se fait au sein d’une même plaque lithosphérique. Les bords de l’Atlantique, à l’exception des Antilles sont des marges passives ;

–        marge active, lorsque la croûte océanique s’enfonce par subduction sous la croûte continentale. La côte ouest de l’Amérique est bordée par une marge active : la plaque pacifique s’enfonce sous la plaque américaine.

 Marge passive (du type atlantique)

En gros, les marges passives se présentent sous forme de marches d’escalier assurant la transition entre le plateau continental de faible profondeur (0 à 200 m) et d’environ 80 Km de large et les plaines abyssales ou glacis continental (de 4.000 à 5.000 m de fond). Le raccord entre ces deux zones se fait par la pente continentale ou talus continental, large d’environ 45 Km et de 200 à 4.000 m de profondeur.

Marge active (du type pacifique)

Dans ce cas, le glacis continental est remplacé par une fosse marginale large de 80 à 100 Km et de 10 à 11 Km de profondeur. On y rencontre une activité sismique importante dont les foyers se situent le long du plan de Benioff.

Fig. 13 – Schématisation des deux types de marges continentales (extrait du « Dictionnaire de Géologie »)

MA : marge active avec fosse ; e : bord externe ; i : bord interne de la fosse ; vol. : volcanisme – MP : marge passive ; cr. océan : croûte océanique ; gl : glacis ; pe : pente continentale (ou talus) ; pl : plateau continental

 Subduction (fig. 10)

De ce qui précède, le phénomène de subduction aura toujours lieu au sein d’une marge active, caractérisée par un découplage entre la partie continentale et la partie océanique, cette dernière s’enfonçant sous la première.

Parfois, de la marge continentale se détachent des arcs insulaires (ou guirlandes) par formation entre eux et le continent d’un bassin marginal à fond océanique. Ces arcs se forment également lorsqu’une plaque océanique s’enfonce sous une autre.

Fig. 14 – Arc insulaire

 

5.     stade collision

La subduction est le résultat d’un resserrement des marges continentales en relation avec une extension de fonds océaniques. Le terme ultime de celui-ci est une collision de deux continents. Cette dernière est à l’origine de la formation des chaînes de montagnes ou orogenèse.

La formation des Alpes ou celle de l’Himalaya en est deux exemples.

                                                            

Fig. 15 – L’Himalaya est né de la collision de                                                  Fig. 16 – Remontée de

                l’Inde et du Tibet                                                                                   l’Inde  depuis 25 Ma.

E.                           Reconstitution des déplacements des plaques ces 200 derniers Ma.

 En datant par une méthode de datation absolue les roches à différentes distances de la dorsale il a été possible de déterminer la vitesse d’expansion de celles-ci et par conséquence l’éloignement et le rapprochement des plaques pour les 200 derniers Ma.

Voir la succession d’après Dietz dans la monographie de B. Ducarme, depuis – 220 Ma à aujourd’hui. Il extrapole et imagine la position des continents dans 50 Ma.

VI.           PREUVES DE LA DERIVE

De nombreuses observations ont apporté des preuves à cette théorie de la dérive des continents.

1.     Etude des glaciations du Carbonifère et du Permien

A deux reprise, à la fin de l’Ordovicien (-590 Ma) et à la fin du Dévonien (-360 Ma), l’hémisphère Sud a subi deux glaciations de grande ampleur dont les traces se retrouvent en Amérique du Sud, en Afrique australe et orientale jusque Madagascar, en Inde, dans le sud de l’Australie et sur le continent antarctique. Il s’agit de tillites (conglomérats d’origine glaciaire), déposés sur une surface présentant un modelé glaciaire (poli et strié). Ces corrélations permettent de dire que ces différents blocs continentaux appartenaient à ces époques à un seul supercontinent qui occupait une position australe.

Fig. 17 – Localisation des dépôts glaciaires des continents de l’hémisphère sud au Permien-Carbonifère.

 2.     Série gondwanienne

Les âges de ces différentes tillites coïncident, apportant la preuve de leur simultanéité. De plus, elles contiennent les mêmes espèces de fougères fossiles (Glossopteris et Gangamopteris).

Ces différentes formations constituent une série caractéristique, la série gondwanienne qui couvre la période allant du Dévonien au Trias. Cette suite de dépôts sédimentaires comprend des lits de tillites, des couches de charbon et toute une variété de plantes fossiles dont celles citées ci-dessus. L’uniformité des séries suggère qu’il y a 200 Ma ces différents blocs continentaux formaient une seule masse, le Gondwana.

Fig. 18 – Flore gondwanienne : Glossopteris, Gangamopteris cyclopteroides.

 

 

 Fig. 19 –La série gondwanienne

 

3.     Le paléomagnétisme

2.1. Mécanisme du magnétisme terrestre

Nous ne nous attarderons pas sur ce phénomène ici. Retenons simplement que l’aiguille aimantée d’une boussole s’oriente vers le pôle magnétique et que sa position par rapport à l’endroit où elle se trouve varie. Au pôle Nord, elle se dirige verticalement vers le globe ; au pôle Sud, c’est l’inverse, à l’équateur, elle est tangente au globe et entre les pôles et l’équateur, elle adopte une inclinaison qui augmente lorsque l’on approche des pôles. Ainsi, on peut déterminer la latitude à laquelle on se trouve.

Certains minéraux, à base d’oxyde de fer, que l’on trouve dans les roches sédimentaires ou volcaniques ont la propriété de s’orienter selon le champ magnétique terrestre. Cette orientation se fait, lorsque la roche n’est pas encore consolidée s’il s’agit de sédiments ou non encore refroidie dans le cas des roches volcaniques.

Grâce à cette propriété (magnétisme rémanent),  on peut donc connaître le magnétisme du moment de formation des roches et remonter ainsi dans le temps.

2.2. L’inversion des pôles

La détection des anomalies magnétiques dans la croûte océanique donne une confirmation de la théorie de la tectonique de plaques. On retrouve ces anomalies de part et d’autre de la dorsale dans les basaltes. Donc, ces roches se sont formées en même temps et ont été repoussées par le phénomène d’accrétion. On constate que le champ magnétique terrestre s’est inversé de nombreuses fois au cours des temps géologiques.

Fig. 20 – Anomalies magnétiques dans les basaltes de part et d’autre de la dorsale

En bleu : polarité normale ; en gris : polarité inverse.

 

2.3. La migration des pôles

Nous avons vu que les roches sédimentaires peuvent également enregistrer la direction du champ magnétique. Sur un continent, des roches sédimentaires d’âges différents présentent des anomalies magnétiques différentes. Cela permet de retracer, à partir d’une succession de roches de plus en plus jeunes, le trajet des pôles.

Sur deux continents différents, des roches d’un même âge présentent des anomalies différentes, montrant pour une même période des orientations des pôles divergentes. Si l’on reconstitue la position respective de ces continents selon des critères établis par la théorie de la tectonique de plaques, ces divergences s’annulent.

En fait ce ne sont pas les pôles qui migrent, mais bien les plaques qui bougent et passent par les pôles.

Fig.  21 – Migration des pôles. I : cas de deux continents ; II : cas d’un continent.

4.     Age des basaltes et des sédiments formant la partie supérieure des plaques océaniques

Reprenons le schéma d’une dorsale. On constate une série de 3 couches successives :

–                 couche supérieure, constituée de sédiments dont l’âge et l’épaisseur augmentent en fonction de l’éloignement de l’axe de la dorsale ;

–                 couche 2, composée de basalte, roches provenant du refroidissement de la matière en fusion sortant au niveau de la dorsale. Leur âge augmente également en fonction de leur éloignement de l’axe ;

–                 couche 3, formée de gabbro, roche analogue au basalte mais contenant des cristaux visibles à l’œil. Elle s’est formée à plus grande profondeur où la température et la pression ont diminué plus lentement, permettant une cristallisation des minéraux.

Fig. 22 – Les trois couches de la croûte océanique

 

5.     Ajustement géographique des rives opposées de l’Atlantique

Dès 1964, des géologues britanniques présentèrent une analyse élégante de l’ajustement géographique des rives opposées de l’Atlantique Nord et Sud. Ils l’obtinrent à l’aide d’un ordinateur, en prenant en compte la limite du plateau continental.

Fig. 23 – Assemblage des continents à l’aide d’un ordinateur en prenant l’isobathe de 2.000 m, limite des blocs continentaux

 

 De plus, on constate que les provinces géologiques situées de part et d’autre de l’Atlantique Sud, en Afrique et en Amérique du Sud correspondaient entre elles si l’on rapprochait les deux continents.

Fig. 24 – Position probable de l’Afrique et de l’Amérique du Sud. Zones en bleues : cratons

6.     Les variations du flux thermique

Le flux thermique est la quantité de chaleur qui traverse une surface donnée (1 cm) en un temps donné (1 seconde). Il est en moyenne à la surface du globe de 1,2 µcal/cm²/s. Lors de mesure en de nombreux points de l’océan Pacifique, dans les années 1950, le géophysicien Sir Edward Bullard  remarque des anomalies négatives  (diminution) au-dessus des zones de subduction et des anomalies positives (augmentation) au droit des dorsales, ou des arcs insulaires. Il associe ces constations aux courants de convection qui règnent au sein du manteau inférieur. Il est évident que la mesure du flux thermique en divers points géologiques s’avère beaucoup plus complexe que ça.

7.     Les « hot spots » ou points chauds

Un point chaud est une zone de formation de magma au sein du manteau inférieur. La matière en fusion remonte sous la forme d’un panache, colonne ascendante, et perce la lithosphère où se manifeste une activité volcanique. Ces points chauds ont une durée de vie longue de quelques dizaines de millions d’années et sont fixes par rapport au repère que forme le globe.

Fig. 25 – Les points chauds

 

 Au droit d’un point chaud, se forme une île volcanique. Les laves émises sont également de nature basaltique mais se distinguent par leur teneur élevée en matériaux alcalins (lithium, sodium, potassium, etc.). Elles sont plus visqueuses et s’épanchent en longues coulées. Leur cône éruptif est plus ample.

C’est la Canadien Tuzo Wilson qui montra que ce type de volcanisme est également un témoin du mouvement des plaques à la surface du globe. Il constata que plus les îles sont éloignées du point chaud, plus elles sont vieilles et qu’elles se déplacent selon les mouvements des plaques, épousant leur changement de direction.

Fig. 26 – Les archipels intra-océaniques du Pacifique

 

8.     Apports de la paléontologie

Nous avons vu plus haut que des fougères fossiles de même espèce ont été retrouvées dans différents terrains de même âge dans l’hémisphère austral. D’autres fossiles de même espèce d’animaux ont également été découverts à des milliers de kilomètres les uns des autres, comme par exemple le Lystrosaurus, reptile de petite taille que l’on trouve en Afrique australe, en Inde, en Chine et en Antarctique. La théorie initial des ponts permettant le passage d’un continent à l’autre ne pouvait permettre d’expliquer sa présence en des zones si distantes les unes des autres. Seule l’existence d’un supercontinent donnait une explication valable.

Les découvertes paléontologiques plus ou moins récentes permettent d’établir une corrélation entre la diversification des espèces et la fragmentation des continents par leur dérive. Lorsque les continents sont agglomérés, on constate une moins grande variété dans les espèces animales. Leur séparation s’accompagne d’une évolution distincte des espèces au départ identiques. Un exemple typique est l’île de Madagascar où l’on trouve le plus grand nombre d’espèces de lémuriens.

Fig. 27 – Indices paléontologique en faveur de la dérive des continents

Fig. 28 – Deuxième exemple d’indices paléontologiques

VII.         LE MOTEUR DE LA DERIVE

Maintenant qu’il est acquis que la tectonique de plaques est plus qu’une hypothèse mais une théorie qui se confirme par des faits établis, cherchons à expliquer le moteur de cette dérive.

Revenons à notre coupe du globe.

L’énigme de ce moteur n’est pas encore entièrement résolue, mais l’hypothèse de courants de convexion semble la plus plausible. Au niveau de l’asthénosphère, des courants de chaleur entraîneraient de la matière « fluide », qui mettrait les plaques en mouvement.

Actuellement une vision d’une convection en dôme semble satisfaire les scientifiques.

Dans les zones chaudes de la couche D », se développent de grands bombements de matière plus légère, avec des panaches qui s’échappent de ceux-ci. Ils seraient nourris en partie par la matière chaude chassée par les plaques en subduction qui traverseraient tout le manteau et s’écraseraient sur la limite noyau-manteau au niveau de la couche D ». Deux grandes régions de dômes, l’une sous l’Afrique, l’autre sous le Pacifique, créeraient des courants ascendants. De part et d’autre, les zones de subduction entretiendraient les courants descendants. Ce scénario peut expliquer les grands mouvements des plaques responsables de l’ouverture des océans, de l’orogenèse, etc., ainsi que les points chauds.

Fig. 29 – Modules de convection

Fig. 30 – convection en dôme

VIII.      CONSEQUENCES DE LA DERIVE

1.     Le volcanisme et les séismes

Les principaux volcans actifs et les foyers des séismes sont concentrés dans les mêmes zones, c’est-à-dire, le long des fosses océaniques et des dorsales.

2.     L’orogenèse

La formation des montagnes est également liée à la tectonique de plaques comme nous l’avons vu. Elles s’érigent dans les zones de subduction par plissement et chevauchement des couches de roches sédimentaires.

3.     Les gisements miniers

Les géologues ont constaté que deux domaines sont particulièrement riches en ressources minérales : la vallée médiane de la dorsale et les arcs volcaniques.

IX.           CONCLUSIONS GENERALES

 De simple hypothèse, la tectonique de plaques est devenue une théorie bien établie, accréditée par des nombreuses preuves de diverses origines (géologiques, climatologiques, paléontologiques, magnétiques, etc.). Cette science a permit une explication rationnelle des nombreux phénomènes qui agitent notre planète et elle à la base de toute la géologie moderne.

 

X.             BIBLIOGRAPHIE

—      Ducarme B. (1983) – De la dérive des continents à la tectonique des plaques, Editions du G.E.S.T.

—      Collectif – L’histoire de la Terre, Les Dossiers de la Recherche –N° 25 – nov. 2006 – janv. 2007.

—      Collectif – L’écorce terrestre, Dossier Pour la Science – juin 1995.

—      Collectif (1977 à 1979) – La dérive des continents – La tectonique des plaques, Bibliothèque Pour la Science (réunion d’articles parus dans Pour la Science)

—      Cousteau J.-Y. (1983) – La planète terre – La dérive des continents, Editions Robert Laffont S.A.

—      Foucault A., Raoult J.-F. (1980) – Dictionnaire de géologie, Masson.

—      Hallam A. (1976) – Une révolution dans les sciences de la Terre, Editions du Seuil, coll. Points – Science S5.

—      Michel F. (2005) – Roches et paysages – Reflets de l’histoire de la Terre, BRGM éditions – Belin – Pour la Science.

—      Miller R. (1983) – La dérive des continents, Editions Time-Life, Amsterdam.

—      Roubault M., Coppens R. (1972) – La dérive des continents, PUF, coll. « Que sais-je ? ».

—      Six R.Wegener ou la dérive des continents, in Le Bulletin du G.E.S.T. N°  42 – juillet 1990.

—      Six R.Géologie de Madagascar, in Le Bulletin du G.E.S.T.,  N° 136 – mars 2006.


[1]             Tectonique de plaques et non tectonique des plaques comme le langage courant le présente (d’après Louis David, Géoécriture ou l’art d’écrire la géologie, BRGM – Manuels & Méthodes N° 10 – 1984)

Advertisements
Catégories : Géologie | 4 Commentaires

Navigation des articles

4 réflexions sur “La Tectonique de plaques

  1. Chirade

    Bonjour,
    Je viens de découvrir ce blog. Après un survol très rapide, il me parait très bien réalisé et je compte bien me régaler à sa lecture. Bravo et bon courage.
    p.s.: fin du chapitre 3, ne s’agit-il pas du rayon de la terre plutôt que son diamètre?

  2. wam

    merci beaucoup je vous adore man

  3. wam

    c’est trop de la boule !

Laisser un commentaire

Entrez vos coordonnées ci-dessous ou cliquez sur une icône pour vous connecter:

Logo WordPress.com

Vous commentez à l'aide de votre compte WordPress.com. Déconnexion / Changer )

Image Twitter

Vous commentez à l'aide de votre compte Twitter. Déconnexion / Changer )

Photo Facebook

Vous commentez à l'aide de votre compte Facebook. Déconnexion / Changer )

Photo Google+

Vous commentez à l'aide de votre compte Google+. Déconnexion / Changer )

Connexion à %s

Propulsé par WordPress.com.

%d blogueurs aiment cette page :