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tectonique

tectonique des plaques

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PRÉSENTATION

tectonique des plaques, théorie de la tectonique du globe (déformations structurales géologiques) qui a servi de principale clé, en géologie moderne, pour comprendre la structure, l’histoire et la dynamique du globe et de son enveloppe externe. Cette théorie est fondée sur l’observation de la fragmentation de la lithosphère (comprenant la croûte terrestre et la partie supérieure du manteau) en approximativement une douzaine de plaques semi-rigides. Les limites de ces plaques sont des zones d’activité tectonique, où les éruptions volcaniques et les séismes sont fréquents.

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LES PREMIERS ÉLÉMENTS DE LA THÉORIE

Bien que la révolution scientifique apportée par la théorie de la tectonique des plaques ne soit entrée que très récemment dans la pensée géologique (dans les années soixante et soixante-dix), les bases de cette théorie ont été établies dès le XVIIe siècle par des observations diverses. On retiendra les travaux du géologue new-yorkais James Hall, qui avait observé que les couches sédimentaires accumulées dans les chaînes de montagnes étaient au moins dix fois plus épaisses que dans les régions voisines, bassins, plaines et plateaux continentaux de la Terre. Ces observations jetèrent les bases de la théorie géosynclinale, qui explique la croissance de la croûte continentale par des additions successives de matériaux issus de géosynclinaux anciens, plissés, solidifiés et consolidés. Une autre découverte du XIXe siècle reposait sur l’existence d’une chaîne de montagnes au milieu de l’océan Atlantique.

Dans la période 1908-1912, différentes théories de la tectonique ont été proposées. Dans son article paru en 1910, où il se fondait sur l’observation des chaînes de montagnes du Tertiaire, F. B. Taylor expliquait que certains continents étaient autrefois réunis. Frappé par la remarquable ressemblance des profils côtiers de part et d’autre de l’Atlantique, l’allemand Alfred Wegener, qui avait une formation de météorologiste, émit en 1910 l’idée de la dérive des continents. Il publia en 1912 deux articles qui constituent les bases de la théorie de la tectonique des plaques. Dans ces articles et dans un ouvrage paru en 1915, il imaginait la dérive puis la rupture d’un supercontinent, la Pangée, en plusieurs plaques, elles-mêmes entraînées dans une dérive et dans des collisions, entraînant la formation de chaînes de montagnes comme l’Himalaya. Les travaux géophysiques sur la densité de la Terre et les observations des spécialistes en pétrologie avaient précédemment montré (notamment le géologue viennois Eduard Suess en 1909) que la croûte terrestre consistait en deux matériaux différents, en équilibre « isostasique » : le sima, riche en silice et magnésium, équivalent au basalte de la croûte sous-marine ; flottant par-dessus le sima, le sial, riche en silice et en aluminium, habituellement granitique et caractéristique de la croûte continentale. Dans le cadre de l’isostasie, Wegener pensait que les continents sialiques pouvaient se déplacer horizontalement sur la couche de sima comme des icebergs sur l’eau. Cette explication se révéla partiellement fausse ; les progrès en sismologie permirent de définir la stratification du globe en lithosphère et asthénosphère, noyau externe et noyau interne, et de montrer que le manteau n’était pas un liquide mais un solide.

Un des plus solides arguments de Wegener est l’imbrication, un peu à la manière d’un puzzle, des bordures continentales. Pour soutenir la thèse de la dérive des continents, il a montré la symétrie d’âge, de type et de structure entre les formations rocheuses de chaque côté de l’océan Atlantique, au Brésil et en Afrique de l’Ouest, et a fait remarquer la présence des mêmes fossiles d’animaux terrestres, qui n’avaient évidemment pu nager d’un continent à l’autre. Ces arguments paléontologiques étaient des plus persuasifs pour de nombreux spécialistes, mais certains sont restés sceptiques (principalement les géophysiciens).

Pour appuyer sa théorie, Wegener a souligné aussi la correspondance entre le dessin des côtes de part et d’autre de l’océan Atlantique. Sir Edward Crisp Bullard et son équipe testèrent, vers le milieu des années soixante, ces correspondances précises par des analyses informatiques utilisant le théorème d’Euler, et présentèrent leurs résultats à la Royal Society de Londres : la coïncidence des côtes était effectivement remarquable. Cependant, le long de nombreuses autres marges océaniques, il n’existe pas de correspondance aussi parfaite ; c’est le cas, par exemple, le long de la ceinture du Pacifique ou du secteur Birmano-Indonésien de l’océan Indien. Ces divergences mettent l’accent sur une caractéristique des marges continentales, caractéristique qui avait été remarquée par Eduard Suess dans les années 1880. En 1938, J. Bourcart avait défini une marge de « type Atlantique », identifiée par une troncature abrupte de montagnes anciennes et des structures de rift, et un « type Pacifique », marqué par des alignements parallèles de montagnes de type cordillère et des volcans, ainsi que par de fréquents tremblements de terre. Pour de nombreux géologues, les côtes de type Pacifique semblaient être localisées aux endroits où les géosynclinaux étaient sur le point d’être plissés et surélevés pour donner des montagnes.

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LE RENOUVELLEMENT DES FONDS OCÉANIQUES

Dans les années vingt, l’étude des fonds marins a bénéficié des progrès techniques du sonar, appareil de détection utilisant les ondes sonores, qui fut modifié pour permettre de mesurer les profondeurs sous-marines. Avec le sonar, la topographie sous-marine et les fonds marins pouvaient être enfin cartographiés. Plus tard, les géophysiciens ont adapté les techniques de mesures aéromagnétiques afin de mesurer les variations d’intensité et d’orientation du champ magnétique terrestre. Des levés magnétométriques effectués sur les dorsales médio-océaniques ont montré que les roches d’un côté de la dorsale étaient aimantées de façon symétrique par rapport aux roches de l’autre côté de la dorsale. La datation des roches basaltiques de la croûte océanique a montré que les roches qui étaient les plus près de l’axe de la dorsale étaient plus jeunes que les roches qui en étaient éloignées. Enfin, on n’a trouvé aucun dépôt de sédiments marins sur la crête de la dorsale, tandis que, sur chacun de ses côtés, la couche de sédiments est de plus en plus ancienne et de plus en plus épaisse au fur et à mesure que l’on s’éloigne de l’axe. Ces observations, ainsi que le constat de la présence d’un fort flux de chaleur, ont apporté les preuves que la dorsale se trouve à l’endroit où la croûte océanique se crée. Elle est formée par refroidissement et consolidation, au contact de l’eau froide, de la lave chaude transportée depuis les profondeurs du manteau vers la surface par les courants de convection. Pour faire de la place à cet apport continuel de nouvelle croûte, les plaques tectoniques doivent se séparer doucement mais continuellement. Dans le nord de l’Atlantique, la vitesse d’expansion des fonds océaniques n’est que de 1 cm par an, alors qu’elle s’élève à plus de 4 cm par an dans l’océan Pacifique. Ce sont ces déplacements relativement faibles, engendrés par des courants de convection thermiques nés dans les profondeurs du manteau de la Terre, qui, au cours de millions d’années, ont généré le phénomène de la dérive des continents.

Une carte détaillée des fonds sous-marins a été élaborée dans les années soixante et incorporée dans les cartes physiographiques sur lesquelles les formes sous-marines ont été tracées par des scientifiques de l’Observatoire géologique du Lamont (université de Columbia). Ces derniers ont remarqué que l’axe d’une dorsale médio-océanique est en fait une juxtaposition de fissures, ou crevasses, larges de quelques kilomètres. Plus tard, les géophysiciens ont découvert que la séparation progressive entre l’Arabie et l’Afrique et la lente dérive de la première vers le nord-est avaient créé deux déchirures dans la croûte continentale amincie et commencé l’océanisation de la mer Rouge et du golfe d’Aden. Ces deux déchirures se sont propagées (un peu à la façon d’une fermeture éclair) en direction de la dépression de l’Afar et y ont pénétré en formant une série de rifts.

Les nouvelles cartes physiographiques du fond de l’océan ont également révélé, pour la première fois, que la crête d’une dorsale médio-océanique est extrêmement découpée et décalée par des fractures profondes. Ces fractures sont équivalentes à des failles transformantes qui se sont développées pour accommoder la déformation générée par des vitesses inégales d’expansion des fonds océaniques. Bien que la plupart de ces failles soient hors de portée, car masquées par l’océan, l’une d’entre elles, la faille de San Andreas, propice aux tremblements de terre, émerge de l’océan Pacifique près de San Francisco et se poursuit sur des centaines de kilomètres à travers la Californie.

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ARCS VOLCANIQUES ET SUBDUCTION

Dans les années trente, le sismologue japonais K. Wadati a montré par une cartographie précise des foyers sismiques au Japon que les profondeurs des séismes augmentaient d’est en ouest de façon régulière. Vers les années soixante, les travaux de H. Benioff sont venus confirmer l’idée d’un regroupement des séismes selon un plan incliné et leur disparition vers 700 km de profondeur. Ce plan est aujourd’hui appelé plan de « Wadati-Benioff » : il est bien évidemment associé étroitement au phénomène de subduction qui met une plaque, la plaque plongeante, sous tensions. On sait aujourd’hui que les plans de Wadati-Benioff ont des géométries variables, avec parfois des pendages faibles (Aléoutiennes) ou des pendages très forts pouvant atteindre 80° (îles Kermadec).

Aujourd’hui, l’existence de plans de subduction a été mise en évidence tout autour du Pacifique, en mer Égée, dans les Antilles, en Amérique centrale, etc. Ces zones de subduction constituent un des trois types de frontières entre les plaques tectoniques. Elles correspondent à la convergence entre deux plaques et au plongement de l’une sous l’autre comme, par exemple, en Amérique centrale, où la plaque Cocos s’enfonce sous la plaque Amérique du Nord. Les zones de subduction sont en général caractérisées par un volcanisme très explosif et par une sismicité intense. L’ensemble de ces ceintures révèle un système important de failles parallèles au système général des chaînes de montagnes. Après une période où l’énergie s’est accumulée, un mouvement sur une des failles peut se déclencher soudainement et produire, en surface, un décalage de quelques centimètres à plusieurs mètres : c’est le séisme. On trouve de telles failles au Chili, en Alaska, au Japon, à Taïwan, aux Philippines, en Nouvelle-Zélande et à Sumatra. Parce qu’elle est continuellement recyclée, aucune partie de la croûte océanique n’a plus de 200 millions d’années.

Pendant la subduction, la croûte océanique et les sédiments qui la recouvrent s’enfoncent lentement dans le manteau et fondent. Le magma qui se forme alors remonte du plan de subduction vers la surface et donne naissance au volcanisme « andésitique » (l’andésite est une roche volcanique présente dans la cordillère des Andes, de composition chimique intermédiaire entre le basalte et le granite). C’est ainsi qu’est né le volcanisme du Japon, des Philippines et des Aléoutiennes.

Outre la création et l’alimentation des volcans, la fonte de la plaque océanique lors de la subduction est à l’origine de la formation de certains dépôts de minéraux précieux.

 

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