Remerciements au Pr.Ron Blakey, professeur émérite de géologie, spécialiste en paléogéographie, Université Northern Arizona, qui m'a autorisé à utiliser ses cartes et ses montages vidéos.
Colorado Plateau Geosystems, Inc. ©

 
Professeur Ron Blakey
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DYNAMIQUE INTERNE

DE LA TERRE

« A l’origine, les continents étaient emboîtés les uns dans les autres. Ils se sont déplacés. »

"Ce postula a une histoire vieille de plus de 2000 ans.

D’Aristote à Taylor et Wegener, en passant par Francis Bacon, en 1620 et Francois Placet, en 1668, puis Antonio Spider Pellegrine, en 1858 et Georges Darwin (le fils), en 1879. Son cheminement dans les esprits fût un long parcours d’abord basé sur le catastrophisme, déluges et cataclysme, jusqu’à ce que des géophysiciens aient des théories plus scientifiquement posées il y a un siècle. 35 années furent ensuite nécessaires pour démontrer ces théories."

PLAQUES TECTONIQUES & DYNAMIQUE INTERNE

Les plaques tectoniques flottent sur le manteau. Les très lents mouvements de convection du manteau inférieur visqueux (quelques centimètres par an),  provoqués par la chaleur, déplacent les plaques qui entrent en collision, les remontées  de magma provoquent la création de croûte.

La lithosphère est formée de fragments qui flottent sur le manteau inférieur plastique. Elles se déplacent à des vitesses variables, quelques centimètres par an et dans des directions différentes.

Cette dynamique entraine des mouvements de :

- coulissage, failles. Là ou une plaque se déplace plus vite dans une région que dans la région voisine, il y a rupture de cette plaque, on appelle cela une limite transformante, il n'y a ni destruction ni construction.

- divergence, dorsales et rifts. Là où il y a une remontée de magma les plaques divergent (s'éloignent), il y a création de croûte.

- de subduction, fosses de subduction et arcs volcaniques. Lorsqu'il y a collision entre deux plaques qui convergent l'une vers l'autre, l'une est  plongée dans le manteau qui la "digère". Il Y a destruction de croûte.

Schéma des plaques tectoniques flottant sur le manteau.
Mouvements schématique des plaques tectoniques
15 plaques tectoniques

DÉRIVE DES CONTINENTS

La théorie de Wegener en découpage

Le premier à avoir eu une théorie géophysique moins catastrophique que celles énoncées depuis le 17ème siècle était un géophysicien américain, Franck Bursley Taylor (1860 – 1938). Il était un spécialiste de la géologie glaciaire des Grands Lacs et a proposé à la Société Géologique d'Amérique le 29 décembre 1908 "La dérive des continents". Il supposait que l'Amérique et l'Afrique étaient jointes au par-avant. Mais aussi que les collisions de continents pouvaient élever des montagnes, ses idées ont été basées sur l’étude des chaînes comme les Andes, les Rocheuses, les Alpes et l'Himalaya et sur l’étude des marges continentales de l’Amérique du sud et de l’Afrique. Ses travaux comme son nom sont malheureusement vite tombés dans l’oubli.

Frank Bursley Taylor, portrait.
Portrait d'Alfred Wegener

Alfred Wegener 1880 - 1930

C’est un géophysicien et climatologue allemand, Alfred Wegener, qui, sans connaitre les travaux de Taylor, repris cette théorie en 1913.
C’est bien entendu la similitude du profil des cotes ouest-africaine et est-américaines qui le frappaient mais il observait bien d’autres similitudes.


En paléontologie, la présence de fossiles de reptiles terrestres tel le Cynognatus, qui vivait il y a 240 Ma, ces fossiles sont présents en Amérique du Sud et en Afrique, même constat pour le Marshosaurus, 260 Ma, que l’on retrouve dans le sud de l’Amérique du sud et le sud de l’Afrique. Le Lystrosaurus, 240 Ma, quant à lui était présent en Afrique, en Inde et en Antarctique. Une plante, le Glossopteris, se retrouve en Australie, en Afrique, en Inde, en Amérique du sud et en Antarctique.


Climatologue et géologue, il constate une similitude de climats. En effets les calottes glacières qui se forment aux pôles laissent des traces sur les continents. Or les géologues constatent la présence de traces importantes sur l’Antarctique bien sur mais aussi en Amérique du sud, en Afrique, en Australie et en Inde. Les trois dernières étant des régions tropicales et subtropicales, comment expliquer ces traces sans déplacement des continents dira Alfred Wegener.

 

Géologue, Alfred Wegener observait aussi deux phénomènes très curieux et importants :

Deux petites parties du bouclier ouest-africain et du bouclier angolais sont présentes sur la bordure côtière du Brésil.

Les chaînes de montagne :

- d’Amérique du nord, les Appalaches, qui s’étendent du nord de la Floride jusqu’à Terre-Neuve,

- d'Afrique du nord-ouest, les Mauritaniennes et d’Europe

- d'Europe, les Calédoniennes qui s’étendent des Iles Britanniques jusqu’à la Finlande.

Ces chaînes ont le même âges et présentes des caractères de similitude important. Nous savons aujourd’hui qu’elles étaient une même et unique chaîne s’étendant entre las boucliers groenlandais et baltes au nord et les boucliers canadiens et africain au sud.


De toutes ses observations Alfred Wegener déduisait qu’il y existait un continent unique très longtemps avant. Il le baptisât du nom de Pangée. Et établit donc que ce continent s’était fracturé il y a 200 Ma.

Malheureusement, il n’expliquait pas certains détails, tels les arcs insulaires comme les Antilles qui se sont formés plus tard mais ça, il ne pouvait pas le savoir, à cette époque, la géologie était encore à ses débuts dans le domaine de la dynamique interne de notre planète. Et surtout il ne connaissait pas encore suffisamment la géologie des marges océaniques pour expliquer les mécanismes de la dérive des continents et l’ensemble de sa théorie.


Ses détracteurs mettront 35 ans avant de se rendre à l’évidence des démonstrations de ce grand scientifique disparu en 1930 à l’âge de 50 ans.

La collision Inde - Eurasie

La rencontre avec l'Asie : 55 millions d'années

Le contact s'établit entre les marges sous-marines de l'Inde et de l'Asie. L'océan Téthys s'évanouit. Toujours entraînée par les mouvements profonds qui brassent le manteau, l'Inde s'écrase alors contre l'Asie, ajoutant une pièce à ce qui était déjà une mosaïque de blocs.

Retracer la tectonique grâce au champ magnétique terrestre.

« Si le champ magnétique terrestre est connu depuis l'Antiquité, il n'a que récemment permis d'expliquer les bouleversements de l'écorce terrestre, comme la folle course de l'Inde vers l'Asie. La plupart des roches fossilisent la direction du champ magnétique terrestre dans les grains de fer qu'elles contiennent. Elles se comportent alors comme de petites boussoles, indiquant le nord et la latitude de leur formation, et permettent ainsi de reconstruire la position des continents dans le passé. Le travail des chercheurs en paléomagnétisme consiste précisément à retrouver ces directions d'aimantation fossiles. Et à les dater. Car le champ magnétique terrestre permet aussi une datation fine des roches. En s'inversant périodiquement au cours de son histoire, celui-ci laisse en effet des indices indélébiles dans les grains de fer. Ainsi, l'étude systématique des fonds marins a-t-elle permis de dater les roches formées symétriquement de part et d'autre des rides, chaînes sous-marines où se crée le plancher océanique, et d'en déduire une vision dynamique de la formation des océans… Et du mouvement des continents alentour. La combinaison de ces deux méthodes utilisant les propriétés magnétiques des roches a ainsi permis de décrire l'éclatement du Gondwana, l'ancien continent unique, la dérive de l'Inde, sa collision avec l'Asie, et enfin, la déformation de la croûte continentale. »

Le choc plaque euroasiatique et Inde.

Illustration d'après "pour la science"

(hors série juin 98)

L'ÉVOLUTION DE L'ASIE.

Avant la collision, une chaîne "andine". borde l'Asie, qui est hétérogène : c 'est un pays plat, formé d'anciennes chaînes arasées (calédonienne, hercynienne, triasique), entourant des blocs anciens rigides. Une subduction continentale est née au front du «poinçon indien», qui tord la chaîne andine et en expulse des morceaux sur les côtés. La déformation a progressivement gagné toute l'Asie, en engendrant de nouvelles subductions continentales, associées à de nouveaux décrochements. Et ce n'est pas fini...

Le choc des continents
L'océan Téthys a entièrement disparu. La partie continentale de la plaque indienne est entraînée à son tour dans la zone de subduction. La croûte, moins dense que le manteau, résiste à l'enfoncement comme un bouchon dans l'eau. À cause de cette résistance – la force d'Archimède – elle finit par être désolidarisée du manteau qui seul continue à s'enfoncer. La bordure nord de l'Inde s'écrase alors contre l'Asie, qui commence aussi à se déformer. Le choc ralentit la vitesse de dérive du continent, qui se stabilise à 5 cm/an mais ne l'arrête pas.

 

L'écrasement de la « Grande Inde »
Avant la collision, la bordure sud de l'Asie devait être à peu près rectiligne et s'étendait de l'Iran actuel à Sumatra. De son côté, l'Inde continentale était sans doute plus vaste qu'aujourd'hui. Le bord nord de la « Grande Inde » était situé à plusieurs centaines de kilomètres plus au nord qu'actuellement. Depuis le choc initial, la déformation des deux continents a absorbé plus de 2 500 km de convergence.

À la recherche de l'océan perdu
La fermeture de la Téthys a laissé des traces sur la bordure nord de la haute chaîne himalayenne, de la vallée de l'Indus à celle du Yarlung Tsangpo. Des vestiges de croûte océanique ayant résisté à l'enfouissement marquent la zone de suture entre les deux continents.

Anomalies magnétiques
Les orientations du champ magnétique terrestre, qui varient dans le temps, sont figées dans les basaltes de la croûte lors de leur refroidissement. Il s'en suit, localement, des anomalies magnétiques. Elles sont dites positives ou négatives selon que la polarité du champ était identique à celle du champ actuel ou l'inverse. L'échelle datée de ces inversions est un véritable « code-barre » permettant de déterminer les taux d'expansion des océans. C'est en reconstituant, grâce à ces informations, l'ouverture des océans Indien, Atlantique central et Atlantique Nord, que l'on est parvenu à reconstruire le déplacement de l'Inde par rapport à l'Asie.

 

Le soulèvement de l'Himalaya


Le continent indien se déforme à son tour. Sur sa bordure nord, la croûte se fracture en écailles qui se chevauchent et se plissent. L'Himalaya s'élève. Tandis que le manteau lithosphérique de l'Inde poursuit sa plongée, la croûte s'en décolle et s'empile en écailles qui se chevauchent. Chaque écaille en s'enfonçant en soulève une autre, avant d'être elle-même soulevée par l'écaille suivante, plus au sud. Ainsi, la croûte de l'Inde, rabotée par le butoir asiatique, s'épaissit et l'Himalaya se construit. En profondeur, température et pression transforment les roches, c'est le métamorphisme. Si elles vont jusqu'à fondre, le magma deviendra granite. Après quelques millions d'années, des roches enfouies sont remontées vers la surface où l'érosion les dénude, révélant au grand jour la mémoire de leur trajet. Ainsi sont sculptés les reliefs de la barrière himalayenne.

Subduction de l'Inde orogénèse de l'Himalaya.

Illustration d'après "pour la science"

(hors série juin 95)

L'Himalaya n'explique pas tout.


D'après les observations sismologiques et les modélisations, à l'aplomb de l'Everest la croûte continentale atteindrait 75 km de profondeur environ. Ce socle épais, constitué de matériaux plus légers que le milieu environnant, supporte et compense l'excès de poids du relief de l'Himalaya. Plus au sud, la croûte indienne non déformée n'a que 35 à 40 km d'épaisseur. Sous la chaîne, large de 250 à 300 km, la croûte déformée est donc deux fois plus épaisse qu'avant la collision. Un simple bilan de volume montre que cet épaississement correspond, au plus, à 500 km de rapprochement entre l'Inde et l'Asie. Or, depuis la collision, le raccourcissement dépasse 2 000 km. À elle seule, la formation de l'Himalaya ne rend donc pas compte de l'ensemble du raccourcissement entre l'Inde et l'Asie.

La constante ascension de l'Himalaya
En plongeant sous le Tibet à la vitesse moyenne de 2 cm/an, l'Inde comprime aujourd'hui la chaîne himalayenne comme un ressort. Tous les 500 ans environ, ce ressort se détend, déclenchant un grand séisme : les deux plaques glissent alors brutalement de 10 mètres l'une sur l'autre. Ainsi, se construit par saccades le relief de la montagne, mais l'altitude moyenne ne croît que de quelques millimètres par an en raison de l'érosion.

4 000 séismes par an au Népal
Entre deux grands séismes, la chaîne himalayenne est en permanence agitée par de petits tremblements de terre, la plupart imperceptibles par l'homme. On en détecte ainsi plus de 4 000 par an dans l'Himalaya du Népal, soit 30 fois plus qu'en France métropolitaine pourtant 4 fois plus grande

Orogénèse de l'Himalaya.

Illustration d'après "pour la science"

(hors série juin 95)

La chaîne himalayenne s'est formée lorsque la plaque lithosphérique indienne, qui dérivait vers le Nord, est entrée en collision avec la plaque eurasienne. (L'échelle verticale de ce schéma a été dilatée.) il y a environ 60 millions d'années, la lithosphère océanique de la bordure Nord de la plaque indienne s'enfonçait sous le Sud du Tibet par un phénomène de subduction (1). Le magma remontant dans la croûte du Tibet a formé des intrusions granitiques et des volcans. Des roches sédimentaires et des fragments de croûte océanique arrachés à la surface de la plaque en subduction se sont empilés pour former un prisme d'accrétion, créant un bassin où se sont accumulés des sédiments provenant de l'érosion du Tibet. La collision entre les deux masses continentales s'est produite il y a 55 à 40 millions d'années (2). La croûte indienne était sans doute trop légère pour continuer à s'enfoncer sous le Tibet, et une nouvelle faille, le chevauchement central himalayen, est apparue, affectant toute la croûte indienne. Le mouvement s'est poursuivi dans la croûte, le long de cette faille (3). Une écaille de la croûte indienne, recouverte de sédiments paléozoïques et mésozoïques, a ainsi chevauché le reste de l'Inde qui continuait à s'enfoncer. En même temps, le prisme d'accrétion et les sédiments qui avaient comblé le bassin étaient charriés vers le Nord sur le Tibet. (Depuis, l'érosion en a fait disparaître une grande partie.) Les mouvements le long du chevauchement central himalayen ont cessé il y a 20 à 10 millions d'années. L'Inde s'est alors mise à glisser vers le Nord, le long d'une seconde faille, le chevauchement frontal himalayen (4). Une seconde écaille de croûte a été charriée sur l'Inde en soulevant la première. Ces deux écailles surélevées constituent l'essentiel de la chaîne himalayenne, dont nombre de sommets sont coiffés de sédiments paléozoïques.

Jean Besse

Laboratoire géomagnétisme, paléomagnétisme, géodynamique

CNRS - IPGP - Univ. Denis Diderot

Tectonique des plaques : l’Inde championne de vitesse

 

Par Jean-Luc Goudet - Futura-Sciences

 

A l’échelle des temps géologiques, le sous-continent indien était en pleine séance de surf lorsqu’il a percuté la côte. Il devait sa vitesse record à son poids plume et la violence du choc explique la hauteur de l’Himalaya… C’était il y a cent soixante millions d’années. Le supercontinent, que les géologues appellent Gondwana, fracturé depuis longtemps, se divise en plusieurs morceaux, qui vont devenir l’Afrique, l’Amérique du sud, l’Antarctique, l’Australie et l’Inde. Chacun suit son chemin et choisit son allure. L’Antarctique traîne en route tandis que l’Afrique, l’Amérique du sud et l’Australie mènent bon train, à plusieurs centimètres par an, une moyenne honnête pour une plaque de la planète Terre. Le futur sous-continent indien, lui, fuit la zone à une vitesse effarante, s'éloignant de 20 centimètres par an. L’accident, inévitable, a lieu cinquante millions d’années avant le présent, quand la plaque indienne percute l’Asie. La rencontre des deux masses continentales crée en quelques millions d'années la plus haute chaîne de montagnes portée par le Globe, l’Himalaya. La vitesse exceptionnelle de la plaque indienne par rapport au continent expliquerait l’ampleur du plissement provoqué, ainsi que le soulèvement, loin derrière, de l’immense plateau tibétain.

Une plaque ultrafine: Cette rapidité, les géologues l’avaient déjà notée. Mais comment l’expliquer ? Des chercheurs viennent de lui trouver une cause probable : la plaque indienne est beaucoup plus fine que les autres, et donc plus légère. Pour déterminer son épaisseur, inconnue jusque-là, des géologues allemands du Geo Forschungs Zentrum (Laboratoire national de sciences géologiques, ou GFZ) et indiens, du National Geophysical Research Institute, ont disposé trente-cinq stations de mesures. L’équipe a utilisé une technique très efficace, l'analyse de la fonction récepteur des ondes S (un type d’ondes sismiques, appelées aussi secondaires ou de cisaillement), mise au point au GFZ. L’épaisseur mesurée est d’une centaine de kilomètres, c’est-à-dire deux ou trois fois plus faible que les autres plaques issues du Gondwana. Selon les chercheurs, qui viennent de publier leurs résultats dans Nature, cette exceptionnelle finesse serait due à la présence d’un point chaud sous le Gondwana au niveau de ce qui allait devenir la plaque indienne. Lorsque les fragments se sont séparés, ce poids plume, surfeur parmi les gros navires, a été emporté bien plus vite que les autres morceaux, plus épais. C’est apparemment la première fois que l’on relie ainsi la vitesse d’une plaque à son épaisseur.

 

Pour voir l'article complet:

http://www.futura-sciences.com/fr/sinformer/actualites/news/t/geologie-1/d/tectonique-des-plaques-linde-championne-de-vitesse_13283/

La grande vadrouille de l'inde

Ces images sont issues des travaux du Professeur Ron Blakey de l'Université North Arizona.
La plaque du sous-continent indien est positionné en rouge à chacune des époques.

Cliquez l'image pour agrandir, lecture de haut en bas de la gauche vers la droite.

Balade du sous continent indien...
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Cartes géologiques.

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Balade du sous continent indien...
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PALÉOGÉOGRAPHIE

Exemple de reconstitution pléogéographique

Quels sont les éléments qui permettent une telle reconstitution ? A l'échelle mondiale il faut faire une étude détaillée des couches précisément datées, en déterminant pour chaque localisation le milieu de formation, par exemple : fond océanique, plateau continental, désert, littoral marin, lagune etc… Il faut ensuite faire faire appel au paléomagnétisme, qui va permettre de situer chaque localisation par rapport au Nord magnétique de la période étudiée.

 

Grâce à une particularité : les minéraux ferrugineux enregistrent le magnétisme terrestre au moment de leur cristallisation. En enregistrant, le sens de la polarité et l'orientation par rapport au pôle magnétique de l'époque, ils vont permettre de construire une échelle magnéto stratigraphique. En comparant plusieurs échantillons d'une même région à des dates différentes on peut replacer cette région sur son itinéraire de déplacement.