La théorie de la tectonique des plaques a progressé avec l'amélioration de la connaissance du fond des océans.

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La théorie de la tectonique des plaques a progressé avec l'amélioration de la
connaissance du fond des océans. Des cartes ont pu en être établies à l'aide de sondes et
de radars, et on y a reporté les anomalies magnétiques décelées grâce au magnétomètre. La
géométrie des plans de subduction a été définie par la localisation géophysique des foyers
sismiques qui les jalonnent. Des sondages et des observations directes, ponctuelles, réalisées
à partir de bathyscaphes, ont confirmé et complété récemment ces résultats.
La tectonique des plaques étudie l'évolution et la déformation des plaques lithosphériques
constituant la surface de la Terre. L'enveloppe superficielle du globe terrestre, ou lithosphère,
est formée de plaques relativement rigides, épaisses d'une centaine de kilomètres et flottant
sur l'asthénosphère, relativement plastique. La lithosphère inclut la croûte continentale ou
océanique et la partie supérieure du manteau.
La limite inférieure des plaques correspond à un changement de comportement
mécanique : la lithosphère se présente comme un ensemble rigide et par conséquent fragile ;
la température, augmentant avec la profondeur, modifie ce comportement, qui devient de
plus en plus ductile, c'est-à-dire capable de fluer comme du fer chauffé à blanc. Ce passage
du domaine cassant au domaine ductile marque la limite lithosphère-asthénosphère, qui se
situe à 150-200 km sous les continents.
Ces plaques sont mobiles les unes par rapport aux autres, et c'est le long des frontières
les séparant que les phénomènes tectoniques sont les plus importants. Il existe trois types de
limites : les zones d'expansion océanique, dans lesquelles naît de la croûte océanique ; les
zones de subduction, dans lesquelles disparaît du matériel crustal ; les zones transformantes,
le long desquelles coulissent des plaques ou des fragments de plaques sans création ni
résorption de croûte.
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Terre - Structure de la Terre - La structure du globe

Les zones d'expansion ou d'accrétion océanique
Ces zones constituent des reliefs sous-marins, ou dorsales, parcourant le fond des océans.
La crête de certaines dorsales peut être effondrée en un fossé linéaire, ou rift médian ; tel
est le cas de la dorsale médio-atlantique qui partage tout l'océan Atlantique du nord au
sud. Ces zones, longues de 60 000 km, sont le siège d'une importante anomalie
thermique positive liée à une remontée de l'asthénosphère, probablement due à l'effet de
courants de convection affectant le manteau.
Les mouvements asthénosphériques divergent à partir de la dorsale en écartant les
deux plaques lithosphériques voisines. L'écartement de celles-ci est compensé par
d'importants apports volcaniques de basalte qui se solidifie en forme de coussins, ou pillow
lavas. Une dorsale océanique apparaît donc comme la zone où naît la croûte océanique. En
se refroidissant, les laves fixent l'orientation du champ magnétique du moment (voir
magnétisme). En étudiant le champ ainsi fossilisé, les géomagnéticiens ont remarqué que
le champ magnétique terrestre avait subi des inversions périodiques.
Ces inversions figées dans les basaltes émis par la dorsale permettent de mettre en
évidence la symétrie des émissions volcaniques, le fond océanique le plus âgé étant le plus
éloigné de la dorsale. La datation des inversions, ou anomalies magnétiques, a montré que
les fonds océaniques les plus âgés avaient été formés lors du jurassique. En s'éloignant de
la dorsale, la croûte océanique s'éloigne en même temps de l'anomalie thermique positive
qui lui est liée ; elle se refroidit, devient donc plus dense et s'enfonce dans l'asthénosphère.
C'est ainsi que les fonds océaniques les plus bas ne se situent pas, comme on pourrait le
croire, au centre de l'océan, mais de part et d'autre de l'axe de celui-ci.
La vitesse d'expansion des fonds océaniques varie de 1 à 2 cm par an pour les dorsales
lentes, et atteint jusqu'à 10 cm et plus pour les dorsales rapides. Les dorsales lentes, telle
la dorsale médio-atlantique, présentent, dans leur partie médiane, un rift, fossé profond de
2 000 m, large de 20 à 30 km, alors que les dorsales rapides, comme la dorsale est-

pacifique, en sont dépourvues et ne présentent qu'un relief modéré ; les chambres
magmatiques n'y sont qu'à quelques kilomètres de profondeur.
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océanographie - Introduction
rift
volcanologie - L'origine des magmas
volcanologie - Le déclenchement des éruptions
Les livres
tectonique des plaques - coupe du fond de l'océan Atlantique, entre l'Afrique et
l'Amérique du Sud, page 5089, volume 9
tectonique des plaques - enregistrement des inversions du champ magnétique
terrestre par la croûte océanique, page 5089, volume 9

Les zones de subduction, ou marges actives
Si l'on admet que le volume de la Terre reste constant, il est nécessaire que disparaisse
une quantité de croûte équivalant à celle qui a été engendrée par les dorsales. Cette
disparition se réalise dans les zones de subduction, qui constituent le deuxième type de
limite de plaques. Le phénomène prend naissance généralement le long d'une bordure
continentale : la plaque océanique plonge alors sous la plaque continentale, moins dense.
La surface de contact entre les deux plaques, le plan de subduction, ou plan de Benioff, est
le siège de séismes nombreux et importants, notamment au Japon.
La ligne d'émergence du plan de subduction correspond à une fosse océanique
profonde. Son inclinaison, donnée par la localisation des foyers sismiques engendrés par
son fonctionnement, est de l'ordre de 20 à 45 o . Sur la bordure de la plaque chevauchante
s'accumulent des écailles tectoniques constituées par les sédiments qui sont refoulés ; cet
empilement constitue le prisme d'accrétion tectonique. La plaque chevauchante peut être
une plaque continentale (côte ouest de l'Amérique) ou, parfois, une autre plaque océanique
(comme aux Philippines) ; on y observe alors un archipel d'îles volcaniques séparé du
continent par un bassin marginal (Japon, Antilles, Aléoutiennes).
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fosse océanique
marge continentale
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séisme
volcanologie - L'origine des magmas
volcanologie - Le déclenchement des éruptions
Les livres
tectonique des plaques - coupe schématique d'une zone de subduction,
page 5089, volume 9

Les failles transformantes
On appelle failles transformantes les failles qui traversent les dorsales en les décalant. Le
décalage apparent ne correspond pas aux mouvements relatifs de la matière, de part et
d'autre de la faille : le déplacement est lié uniquement à l'expansion issue de la dorsale.
Entre les deux parties de la dorsale, le mouvement relatif est inverse au décalage apparent
des dorsales ; au-delà de celles-ci, si le taux d'expansion est identique pour les deux

tronçons de dorsale, il n'y a plus de déplacement relatif. Ce type de limite n'est marqué ni
par la création ni par la disparition de matière crustale. Les failles transformantes peuvent
être le siège de séismes. Espacées d'une cinquantaine de kilomètres le long de la dorsale
médio-atlantique, elles sont moins fréquentes le long de la dorsale est-pacifique. En
revanche, cette dernière est interrompue par des zones de recouvrement : deux
fragments de dorsales contigus sont décalés et prolongés par des segments effilés et
recourbés vers l'autre fragment de dorsale. Ce phénomène pourrait être la conséquence
d'une remontée de matériau fondu, ou diapir magmatique.
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dorsale
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San Andreas (faille de)
séisme
volcanologie - L'origine des magmas
volcanologie - Le déclenchement des éruptions
Les livres
tectonique des plaques - faille de San Andreas, page 5088, volume 9

L'obduction
L'obduction est le chevauchement de la croûte continentale par de la croûte océanique. Elle
peut être la conséquence d'une évolution particulière : transformation d'une dorsale
océanique en zone de convergence (subduction), résorption du domaine océanique,
l'affrontement du continent et de la zone de subduction provoquant l'expulsion du fond
océanique sur le continent (c'est le cas de la Nouvelle-Calédonie).
Ce phénomène a suscité un grand intérêt chez les géologues : c'est, en effet, le seul
lieu où il est donné d'observer commodément, en trois dimensions, un fragment de croûte
océanique. Les roches caractéristiques de la croûte océanique obductée sont les ophiolites
- ensemble de roches allant des basaltes et gabbros aux péridotites -, dont le plus bel
exemple se trouve dans le sultanat d'Oman, où ces roches couvrent une étendue longue
de 500 km et large au maximum de 100 km. Leur étude a apporté des informations
fondamentales sur la nature des déformations des roches mantelliques, sur le déplacement
de la matière dans la partie supérieure de l'asthénosphère et sur la formation des diapirs
magmatiques.
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dorsale
gabbro
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volcanologie - L'origine des magmas
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Naissance et mort d'un océan
La théorie de la tectonique des plaques permet la reconstitution de l'histoire de tous les
océans, de leur naissance jusqu'à leur disparition. La naissance a lieu dans une zone en
distension où se forme un fossé étroit, ou rift, marquant le centre d'un bombement dû au
flux géothermique important. Le rifting est accompagné d'un volcanisme basaltique.
L'exemple vivant actuel est celui du rift est-africain, au coeur duquel se sont formés de
grands lacs. Le fossé s'élargissant et s'approfondissant est envahi par la mer ; c'est le
stade océan étroit caractérisé par des dépôts noirs, riches en matière organique préservée
par la faible oxygénation du milieu (exemple actuel, la mer Rouge). Le rift central devient
alors une dorsale médio-océanique, dont l'activité agrandit sans cesse la taille de l'océan.

Lorsqu'il y a désolidarisation de la croûte continentale et de la croûte océanique, cette
dernière s'enfonce sous le continent, donnant naissance à une zone de subduction dont
l'activité va résorber la croûte océanique. Si la résorption est plus rapide que l'accrétion, la
surface océanique va diminuer peu à peu, les continents vont se rapprocher, puis entrer en
collision, scellant ainsi la mort de l'océan et donnant naissance à une chaîne de
montagnes ; ce fut le cas pour l'Him?laya, né de la collision du continent indien avec le
continent asiatique, collision qui fit disparaître une partie de la Téthys. L'ensemble de la
chaîne alpine est aussi issue de la Téthys disparue.
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dorsale
océanographie - Introduction
rift
Téthys
Les livres
tectonique des plaques - le fossé de la mer Morte vu par le satellite Landsat,
page 5088, volume 9
tectonique des plaques - carte de l'âge du fond des océans obtenue à partir de la
cartographie des anomalies magnétiques, page 5090, volume 9
tectonique des plaques - carte de l'âge du fond des océans obtenue à partir de la
cartographie des anomalies magnétiques, page 5091, volume 9

Histoire de la tectonique des plaques
Dès le XVIIe siècle, les observateurs, tel Francis Bacon en 1620, ont été frappés par la
similitude de tracé entre les côtes africaines et les côtes sud-américaines. On signala au
XIXe siècle les similitudes géologiques des deux continents, puis, à la fin du siècle et au
début du XXe siècle apparurent les premières hypothèses concernant la mise en place d'un
tel dispositif. La première tentative d'explication globale vit le jour avec Alfred Wegener et
la théorie qu'il publia en 1915 dans l'Origine des continents et des océans. La géophysique
gela cependant cette théorie pour la remplacer par des explications fixistes, qui ont duré
plusieurs décennies.
Dans les années quarante, les géologues se sont peu à peu ralliés à l'hypothèse
mobiliste. L'impulsion décisive fut donnée, en 1950, par les études sur le paléomagnétisme
des fonds océaniques. Les idées évoluèrent ensuite très vite : on perçut l'importance du
développement des dorsales océaniques, puis on ébaucha la théorie actuelle en se fondant
sur l'action des courants mantelliques, puis en développant l'interprétation des anomalies
magnétiques décelées dans les planchers océaniques. C'est ce qui conduisit à l'idée d'une
création continue de fond océanique. La synthèse de toutes ces idées aboutit enfin à la
théorie de la tectonique des plaques. Il subsiste néanmoins quelques détracteurs de cette
théorie, que l'on rencontre surtout dans les anciens pays de l'Est. Ceux-ci, à partir des
points laissés dans l'ombre ou inexpliqués par la théorie, ont formulé de nombreuses
critiques. Ainsi, pourquoi les émergences des courants de convection asthénosphériques
sont-elles alignées le long des dorsales ? Si la segmentation des dorsales par les failles
transformantes est en relation avec l'espacement des diapirs magmatiques, il n'a pas
encore été possible de les mettre en évidence sous les dorsales lentes. Nombre
d'événements sont absents de la lithosphère océanique, tels le magmatisme acide, les
plissements, certains types de métamorphisme.
Allant plus loin, certains de ces détracteurs ont avancé des théories de substitution :
accroissement du volume de la Terre ; continentalisation totale initiale du globe,
partiellement détruite ensuite par les flux de chaleur issus du manteau... Aucune de ces
théories n'a été confirmée par des preuves déterminantes. Quoi qu'il en soit, personne ne
peut mettre en doute le rôle positif de la théorie de la tectonique des plaques dans
l'évolution des sciences de la Terre.
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Les corrélats
Bacon (sir Francis), baron Verulam
dorsale
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Terre - La naissance et l'âge de la Terre - Naissance de la lithosphère
Wegener Alfred Lothar
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dérive des continents
géologie
géomorphologie
Gondwana (continent de)
Laurasia
tectonique
Terre - L'histoire de la Terre - Introduction
Les médias
dérive des continents
Les livres
dérive des continents, page 1433, volume 3
Les indications bibliographiques
La dérive des continents : la tectonique des plaques, Bibliothèque « Pour la
science », Belin, Paris, 1979.
X. Le Pichon et G. Pautot, le Fond des océans, PUF, « Que sais-je ? », Paris,
1976.
A. Nicolas, les Montagnes sous la mer, Éd. du B.R.G.M., Orléans, 1990. Des océans
aux continents, Société géologique de France, 1984.
M. Schwarzbach, Wegener : le père de la dérive des continents, 1880-1930, Belin,
Paris, 1985.