Cours de géologie ISTEUB – 2 GC

Chapitre 2 : DERIVE DES CONTINENTS ET TECTONIQUE DES PLAQUES

I – Un peu d’histoire
Les premières suggestions de mobilité horizontale pour décrire l’évolution de l’écorce
terrestre ont été avancées au cours de la première moitié du 17ème siècle. Mais ce fut
incontestablement Wegener, en 1912, qui formalisa cette idée par le biais d’un modèle appelé
"la dérive des continents". Cette théorie supposait que l’Amérique et l’ensemble Eurasie-
Afrique avait formé autrefois un seul continent appelé la Pangée (Pangaea : Terre unique en
Grec) entourée d’un super océan; la Panthalassa.
Dans sa théorie Wegener se fondait sur divers arguments, topographiques, paléontologiques et
climatiques.
I - 1 - Les arguments géographiques
Le modèle de Wegener, repose sur le constat que de part et d’autre de l’Atlantique, les
continents ont des formes géographiques complémentaires. Si on rapproche les divers
continents, l’emboîtement est parfait (Fig. 1).

Fig. 1 : Arguments géographiques de la dérive des continents

I – 2 – Les arguments paléontologiques

De part et d'autre de l'Atlantique, On retrouve, sur les continents actuels, des fossiles de
plantes et d'animaux terrestres datant de 240 à 260 Ma (Paléozoïque). Sur différents
continents on trouve la même faune et flore du primaire au rang desquelles les mésosaures, les
cygnonatus et les glossoptéris, sorte de fougère du primaire (Fig. 2). On se pose alors la
question : comment des organismes terrestres n'ayant pas la capacité de traverser un si large
océan ont-ils pu coloniser des aires continentales si éloignées les unes des autres?. La réponse
de Wegener est simple: autrefois, tous ces continents n'en formaient qu'un seul, la Pangée,
présentant ainsi des aires de répartition cohérentes.

Fig. 2 : Arguments paléontologiques de la dérive des continents

Safouan Ben Ammar 1

Cours de géologie ISTEUB – 2 GC

I – 3 – Les arguments géologiques

Il y a des ressemblances entre les roches de part et d’autre de l’Atlantique, ainsi le plateau de
Gneiss africain ressemble à celui du Brésil.
I – 4 – Les arguments climatiques
On a découvert en Inde, en Afrique, en Australie et en Amérique du sud d’empreintes de
glaciation de même age que les formations géologiques précédemment citées. On trouve ainsi,
autour du pôle une vaste calotte de glace (Fig. 3).

Fig. 3 : Arguments climatiques de la dérive des continents

II – Les plaques lithosphériques

L'idée de la mobilité des continents suggérée par Alfred Wegener trouve son explication dans
la répartition mondiale des séismes et des volcans actifs qui a permis de délimiter seize
plaques à la surface du globe, assemblées comme les pièces d'un puzzle. En effet, la croûte
terrestre ne forme pas une enveloppe continue autour de la terre. Elle est au contraire
morcelée en seize immenses plaques épaisses d’environ 100 km appelées plaques
lithosphériques (Fig. 4). Ces gigantesques surfaces solides reposent sur une couche de roches
fondues qui constituent la partie inférieure du manteau supérieur dite asthénosphère.

Fig. 4 : Les plaques lithosphériques

A cause du transfert de chaleur entre le noyau et la surface de terre, cette partie de la terre
(asthénosphère) est animée de lents mouvements circulaires appelés courants de convection.
Ces courants sont si puissants qu’ils sont capables de déplacer les plaques lithosphériques de

Safouan Ben Ammar 2

Cours de géologie ISTEUB – 2 GC

quelques centimètres par année ce qui les rend donc instables. Ce phénomène résultant de
translations planes à la surface de l’asthénosphère s’appelle la tectonique des plaques.
Certaines plaques s’éloignent l’une de l’autre se sont les plaques divergentes qui peuvent
donner naissance à un océan. Les plaques qui se rapprochent sont appelées plaques
convergentes; leur rapprochement aboutit à la fermeture de l'océan qui les sépare.

II-1 – Les frontières divergentes (distensives) = Dorsales médio-océaniques

En géologie, une dorsale, ou ride médio-océanique, est une frontière de divergence entre deux
plaques tectoniques qui s'écartent l'une de l'autre avec création de lithosphère océanique. Cette
divergence est causée par les courants de convection dans le manteau plastique
(asthénosphère). Ces courants sont engendrés par un flux de chaleur causé par la
désintégration radioactive de certains éléments chimiques dans le manteau. Les courants de
convection provoquent la remontée de la matière chaude et le bombement de la lithosphère en
même temps qu’un amincissement de celle-ci; ce qui explique le soulèvement correspondant à
la dorsale océanique (Fig. 5).

Fig. 5 : Formation d’une dorsales océanique

Résumé des différentes étapes de formation d’un océan

 L'accumulation de chaleur sous une plaque continentale cause une dilatation de la matière
qui conduit à un amincissement et un bombement de la lithosphère (Le soulèvement
correspond à la dorsale océanique). Il s'ensuit des forces de tension qui fracturent la
lithosphère et amorcent le mouvement de divergence. Le magma viendra s'infiltrer dans les
fissures, ce qui causera par endroits du volcanisme continental; les laves formeront des
volcans ou s'écouleront le long des fissures (Fig. 6). Un exemple de ce premier stade
précurseur de la formation d'un océan est la vallée du Rio Grande aux USA.

Fig. 6 : Premier stade de la formation d’un océan

 La poursuite des tensions produit un étirement de la lithosphère; il y aura alors

effondrement en escalier donnant naissance à des failles normales, ce qui produit une vallée
appelée un rift continental. Il y aura des volcans et des épanchements de laves le long des
fractures (Fig. 7). Le Grand Rift africain en Afrique orientale en est un bon exemple.

Safouan Ben Ammar 3

Cours de géologie ISTEUB – 2 GC

Fig. 7 : Formation d’un rift continental

 Avec la poursuite de l'étirement, le rift s'enfonce sous le niveau de la mer et s’élargi et les
eaux marines envahissent la vallée. Deux morceaux de lithosphère continentale se séparent et
s'éloignent progressivement l'un de l'autre. Le volcanisme sous-marin forme un premier
plancher océanique basaltique (croûte océanique) de part et d'autre d'une dorsale
embryonnaire; c'est le stade de mer linéaire (Fig. 8), comme par exemple la Mer Rouge.

Fig. 8 : Stade de mer linéaire

 L'élargissement de la mer linéaire par l'étalement des fonds océaniques conduit à la

formation d'un océan de type Atlantique, avec sa dorsale bien individualisée, ses plaines
abyssales et ses plateaux continentaux correspondant à la marge de la croûte continentale
(Fig. 9).
Les dorsales océaniques constituent des zones importantes de dissipation de la chaleur interne
de la Terre.

Fig. 9 : Formation d’un océan

II-2 – Les frontières convergentes = affrontement de deux plaques

Comme le nom l'indique, ces frontières marquent le contact entre deux plaques
lithosphériques qui convergent l'une vers l'autre. La zone de contact des deux plaques est
appelée zone de subduction caractérisée par la formation de failles inverses. L’affrontement

Safouan Ben Ammar 4

Cours de géologie ISTEUB – 2 GC

des plaques (leur rencontre) provoque souvent la formation de chaînes de montagnes, de

volcans explosifs et des séismes superficiels, intermédiaires et profonds. Les roches sont alors
soumises à de fortes contraintes responsables de leur déformation. Ainsi même si le
mouvement des plaques lithosphériques n’est pas perceptible à notre échelle le relief
accidenté de la planète témoigne de leur déplacement.
Trois cas de figure se présentent alors :
 Un premier type de collision résulte de la convergence entre deux plaques
océaniques. Dans ce genre de collision, une des deux plaques (la plus dense, généralement la
plus vieille) s'enfonce sous l'autre pour former une zone de subduction (Fig. 10).
Conséquences : failles inverses au niveau de la zone de subduction + volcanisme explosif +
séismes superficiels et profonds.

Fig. 10 : Divergences de deux plaques océaniques

 Un second type de collision est le résultat de la convergence entre une plaque
océanique et une plaque continentale (Fig. 11). Dans ce type de collision, la plaque océanique
plus dense s'enfonce sous la plaque continentale.

Fig. 11 : Convergence d’une plaque océanique et d’une autre continentale

 Un troisième type de collision implique la convergence de deux plaques
continentales. L'espace océanique se refermant au fur et à mesure du rapprochement de deux
plaques continentales (Fig. 12), le matériel sédimentaire du plancher océanique, plus abondant
près des continents, et celui du prisme d'accrétion se concentrent de plus en plus et le prisme
croît.

Fig. 12 : Convergence de deux plaques continentales

Fig. 12 : Convergence de deux plaques continentales

Safouan Ben Ammar 5

Cours de géologie ISTEUB – 2 GC

II-3 – Les frontières transformantes = coulissage de deux plaques

Les frontières transformantes correspondent à de grandes fractures qui affectent toute
l'épaisseur de la lithosphère; on utilise le plus souvent le terme de failles transformantes.
Dans ces zones, il n’y a pas de création ni de destruction de la matière, absence de
volcanisme; mais présence de séismes superficiels. La faille de San Andreas en Californie
(Fig. 13) est un bon exemple de cette situation: elle assure le relais du mouvement entre la
limite divergente de la dorsale du Pacifique Est, la limite convergente des plaques Juan de
Fuca-Amérique du Nord et la limite divergente de la dorsale de Juan de Fuca.

Fig. 13 : coulissage de deux plaques

II-4 – Rythme des mouvements de convergence et de divergence

Les taux de divergence et de convergence ne sont pas identiques partout. La divergence varie
de 1,8 à 4,1 cm/an dans l'Atlantique et de 7,7 à plus de 18 cm/an dans le Pacifique. La
convergence se fait à raison de 3,7 à 5,5 cm/an dans le Pacifique. À noter le taux de
déplacement latéral relatif le long de la faille de San Andreas en Californie (~ 5,5 cm/an).
III – La déformation des roches
Lorsqu'elle est soumise à des contraintes, la croûte terrestre se déforme. On peut définir
simplement la contrainte comme étant une force appliquée à une certaine unité de volume.
Tout solide possède une force qui lui est propre pour résister à la contrainte. Lorsque la
contrainte dépasse la résistance du matériel, l'objet est déformé et il s'ensuit un changement
dans la forme et/ou le volume. On reconnaît trois principaux types de déformations qui
affectent la croûte terrestre : élastique, plastique et cassante (Fig. 14).

Fig. 14 : Relation générale entre contrainte et déformation

Safouan Ben Ammar 6

Cours de géologie ISTEUB – 2 GC

III- 1 - La déformation élastique

Il s’agit de la première réponse d'un matériau à la contrainte. Quand la contrainte est relâchée,
le matériau reprend sa forme et son volume initial. L'énergie emmagasinée par le matériau
durant la déformation est dissipée lorsque la contrainte est relâchée. Sur le schéma, la relation
contrainte-déformation est linéaire dans le cas de la déformation élastique
III- 2 - La déformation plastique : À un point donné durant la déformation
élastique, la relation contrainte-déformation devient non linéaire: le matériau a atteint sa
limite d'élasticité. Si la contrainte dépasse cette limite, le matériau est déformé de façon
permanente; il en résulte une déformation plastique
III- 3 - La déformation cassante : Dans le cas de la déformation plastique,
toute l'énergie est utilisée pour déformer le matériau. Avec une augmentation de la contrainte,
le matériau atteint un second seuil, son point de rupture, et il casse; c'est la déformation
cassante.
III- 4 - Déformation des roches : Il y a deux types de contraintes qui
déforment les roches : les contraintes de compression et celles de tension. Dans la
compression, les forces convergent; alors que dans le cas d'une contrainte de tension les
contraintes divergent et ont pour effet l’étirement du matériel.
Les déformations qui affectent les roches résultent souvent des mouvements des plaques
lithosphériques qui se traduisent par des contraintes qui modifient la forme des roches, leurs
volumes et dans certains cas leurs compositions chimiques et minéralogiques.
Les schémas qui suivent illustrent la déformation des couches de roches sous des régimes de
contraintes en compression et en tension. Prenons comme volume de départ, un empilement
de couches de roches non déformées à l'horizontal.

a) Contrainte de compression = régime compressif (déformation plastique)

 Si les contraintes sont coaxiales on obtient un pli droit. Pour décrire les plis, on utilise les
termes d'anticlinal quand le pli se ferme vers le haut et de synclinal lorsqu'il se ferme vers le
bas. Les plis sont dits droits lorsque le plan axial est vertical.

 Si les contraintes ne sont pas coaxiales on obtient des plis déjeté et déversés.

Safouan Ben Ammar 7

Cours de géologie ISTEUB – 2 GC

b) La déformation cassante
Cette déformation se traduit par des plans de cassures dits encore des failles. Une faille est
une fracture qui affectent la roche et dont les deux compartiments se déplacent l’un par
rapport à l’autre suivant une direction parallèle au plan de faille (ou encore miroir de la
faille) . Les traces du déplacement sur chaque plan de faille s’appellent stries. Les stries
indiquent le sens du déplacement du compartiment. Le déplacement net sur les deux
compartiments s’appelle rejet de la faille. On distingue trois principaux types de faille :
 Faille inverse (régime compressif)
Le glissement sur le plan de faille se traduit par le rapprochement des deux compartiments et
par le soulèvement du compartiment supérieur par rapport au compartiment inférieur. Ce
mouvement relatif accommode un raccourcissement horizontal. Les failles inverses
provoquent une superposition anormale et un redoublement des couches sédimentaires.
 Faille décrochante dite décrochement (régime extensif ou compressif)
Le décrochement accompagne un mouvement de coulissage; les décrochements purs (faille
verticale et déplacement horizontal) ne s'accompagnent d'aucun mouvement vertical. Les
décrochements peuvent être dextre ou sénestre, suivant que le compartiment opposé à
l'observateur se déplace vers la droite ou la gauche (respectivement).
 Faille normale (régime extensif)
La faille normale accompagne une extension; le compartiment au-dessus de la faille "toit"
descend par rapport au compartiment situé en dessous de la faille "mur". Les failles normales
sont reliées aux phénomènes de distension qui aboutissent à la formation de rifts.

Safouan Ben Ammar 8