Géologie

Critique et interprétation des principaux types de preuves soutenant la théorie de la tectonique des plaques.

La tectonique des plaques est le concept le plus important de la géologie moderne. Cette section vous présentera le concept de la tectonique des plaques, comment il fonctionne, pourquoi il est important et comment il façonne le monde d’aujourd’hui.

Théorie de la tectonique des plaques

Lorsque le concept d’étalement des fonds marins est apparu, les scientifiques ont reconnu qu’il s’agissait du mécanisme permettant d’expliquer comment les continents pouvaient se déplacer à la surface de la Terre. Comme les scientifiques avant nous, nous allons maintenant fusionner les idées de la dérive des continents et de l’étalement des fonds marins dans la théorie de la tectonique des plaques.

Voyez cette vidéo sur la dérive des continents et le mécanisme de l’étalement des fonds marins créer la tectonique des plaques.

Les plaques tectoniques de la Terre

Le plancher océanique et les continents se déplacent à la surface de la Terre, mais qu’est-ce qui se déplace réellement ? Quelle partie de la Terre constitue les « plaques » dans la tectonique des plaques ? Cette question a également trouvé une réponse grâce à la technologie développée en temps de guerre – dans ce cas, la guerre froide. Les plaques sont constituées de la lithosphère.

Dans les années 1950 et au début des années 1960, les scientifiques ont mis en place des réseaux de sismographes pour voir si les nations ennemies testaient des bombes atomiques. Ces sismographes enregistraient également tous les tremblements de terre autour de la planète. Les enregistrements sismiques pouvaient être utilisés pour localiser l’épicentre d’un tremblement de terre, le point de la surface de la Terre situé directement au-dessus de l’endroit où le tremblement de terre se produit.

Les épicentres des tremblements de terre dessinent le contour des plaques. Les dorsales médio-océaniques, les fosses et les grandes failles marquent les bords des plaques, et c’est là que se produisent les séismes (figure 1).

La lithosphère est divisée en une douzaine de plaques majeures et plusieurs plaques mineures (figure 2). Les bords des plaques peuvent être dessinés en reliant les points qui marquent les épicentres des séismes. Une même plaque peut être constituée de toute la lithosphère océanique ou de toute la lithosphère continentale, mais presque toutes les plaques sont constituées d’une combinaison des deux.

Le mouvement des plaques sur la surface de la Terre est appelé tectonique des plaques. Les plaques se déplacent à un rythme de quelques centimètres par an, à peu près au même rythme que les ongles poussent.

Comment les plaques bougent

Si l’étalement des fonds marins entraîne les plaques, qu’est-ce qui entraîne l’étalement des fonds marins ? Imaginez deux cellules de convection côte à côte dans le manteau, semblables à l’illustration de la figure 3.

1. Le manteau chaud des deux cellules adjacentes remonte à l’axe de la dorsale, créant une nouvelle croûte océanique.
2. La branche supérieure de la cellule de convection s’éloigne horizontalement de la crête de la dorsale, tout comme le nouveau plancher océanique.
3. Les branches extérieures des cellules de convection plongent dans le manteau plus profond, entraînant également la croûte océanique. Cela se produit au niveau des fosses marines profondes.
4. Le matériau descend vers le noyau et se déplace horizontalement.
5. Le matériau se réchauffe et atteint la zone où il remonte.

Voyez cette animation de la convection du manteau et regardez cette vidéo:

Les limites des plaques

Les limites des plaques sont les bords où deux plaques se rencontrent. La plupart des activités géologiques, y compris les volcans, les tremblements de terre et la formation de montagnes, ont lieu aux limites des plaques. Comment deux plaques peuvent-elles se déplacer l’une par rapport à l’autre ?

• Les limites de plaques divergentes : les deux plaques s’éloignent l’une de l’autre.
• Les limites de plaques convergentes : les deux plaques se rapprochent l’une de l’autre.
• Les limites de plaques transformantes : les deux plaques glissent l’une sur l’autre.

Le type de frontière de plaque et le type de croûte que l’on trouve de chaque côté de la frontière déterminent le type d’activité géologique que l’on y trouvera.

Les frontières de plaques divergentes

Les plaques s’écartent au niveau des dorsales médio-océaniques où de nouveaux fonds marins se forment. Entre les deux plaques se trouve une vallée de rift. Les coulées de lave à la surface se refroidissent rapidement pour devenir du basalte, mais plus profondément dans la croûte, le magma se refroidit plus lentement pour former du gabbro. L’ensemble du système de crêtes est donc constitué de roches ignées extrusives ou intrusives. Les tremblements de terre sont fréquents au niveau des dorsales médio-océaniques, car les mouvements du magma et de la croûte océanique entraînent des secousses crustales. La grande majorité des dorsales médio-océaniques sont situées profondément sous la mer (figure 4).

Voyez ces animations :

• La frontière de plaque divergente à la dorsale médio-océanique
• La frontière de plaque divergente

Les frontières de plaque divergentes peuvent-elles se produire à l’intérieur d’un continent ? Quel en est le résultat ? Rifting incontinental (figure 5), le magma monte sous le continent, le faisant s’amincir, se briser et finalement se séparer. Une nouvelle croûte océanique fait éruption dans le vide, créant un océan entre les continents.

Les frontières de plaques convergentes

Lorsque deux plaques convergent, le résultat dépend du type de lithosphère dont les plaques sont composées. Quoi qu’il en soit, le choc de deux énormes plaques de lithosphère entraîne une production de magma et des tremblements de terre.

Océan-Continent

Lorsque la croûte océanique converge avec la croûte continentale, la plaque océanique, plus dense, plonge sous la plaque continentale. Ce processus, appelé subduction, se produit au niveau des fosses océaniques (figure 6). La région entière est connue sous le nom de zone de subduction. Les zones de subduction connaissent de nombreux tremblements de terre et éruptions volcaniques intenses. La plaque en subduction provoque la fusion du manteau. Le magma remonte et entre en éruption, créant des volcans. Ces montagnes volcaniques côtières se trouvent sur une ligne au-dessus de la plaque subductrice (figure 7). Les volcans sont connus comme un arc continental.

Le mouvement de la croûte et du magma provoque des séismes. Regardez cette carte des épicentres des séismes dans les zones de subduction. Cette animation montre la relation entre la subduction de la lithosphère et la création d’un arc volcanique.

Les volcans du nord-est de la Californie – le pic Lassen, le mont Shasta et le volcan du lac Medicine – ainsi que le reste de la chaîne des Cascades du nord-ouest du Pacifique sont le résultat de la subduction de la plaque Juan de Fuca sous la plaque nord-américaine (figure 8). La plaque Juan de Fuca est créée par l’étalement du plancher océanique juste au large, au niveau de la dorsale Juan de Fuca.

Si le magma d’un arc continental est felsique, il peut être trop visqueux (épais) pour remonter à travers la croûte. Le magma se refroidira lentement pour former du granite ou de la granodiorite. Ces grands corps de roches ignées intrusives sont appelés batholites, qui peuvent un jour être soulevés pour former une chaîne de montagnes (figure 9).

Océan-Océan

Lorsque deux plaques océaniques convergent, la plaque la plus ancienne et la plus dense va subir une subduction dans le manteau. Une fosse océanique marque l’endroit où la plaque est repoussée dans le manteau. La ligne de volcans qui se développe sur la plaque océanique supérieure est un arc insulaire. Pensez-vous que les tremblements de terre sont fréquents dans ces régions (figure 10) ?

Voyez cette animation d’une limite de plaque continentale océanique.

Continent-Continent

Les plaques continentales sont trop flottantes pour se subduire. Qu’arrive-t-il au matériel continental lorsqu’il entre en collision ? Comme il n’a nulle part où aller, sauf vers le haut, cela crée certaines des plus grandes chaînes de montagnes du monde (figure 11). Le magma ne peut pas pénétrer dans cette épaisse croûte et il n’y a donc pas de volcans, bien que le magma reste dans la croûte. Les roches métamorphiques sont fréquentes en raison des contraintes subies par la croûte continentale. Avec d’énormes plaques de croûte se fracassant l’une contre l’autre, les collisions continent-continent provoquent de nombreux et grands séismes.

Voyez cette courte animation de la plaque indienne entrant en collision avec la plaque eurasienne.

Voyez cette animation du soulèvement de l’Himalaya.

Les Appalaches sont les vestiges d’une grande chaîne de montagnes qui a été créée lorsque l’Amérique du Nord s’est écrasée sur l’Eurasie il y a environ 250 millions d’années.

Les frontières des plaques de transformation

Les frontières de plaques transformées sont vues comme des failles transformantes, où deux plaques se déplacent l’une devant l’autre dans des directions opposées. Les failles transformantes sur les continents provoquent des séismes massifs (figure 12).

La Californie est très active géologiquement. Quelles sont les trois principales limites de plaques en Californie ou à proximité (figure 13) ?

1. Une limite de plaque transformante entre les plaques du Pacifique et de l’Amérique du Nord crée la faille de San Andreas, la faille transformante la plus notoire du monde.
2. Juste au large, une limite de plaque divergente, la dorsale Juan de Fuca, crée la plaque Juan de Fuca.
3. Une limite de plaque convergente entre la plaque océanique Juan de Fuca et la plaque continentale nord-américaine crée les volcans des Cascades.

Un bref examen des trois types de limites de plaques et des structures qu’on y trouve est le sujet de cette vidéo sans paroles.

La surface changeante de la Terre

Les géologues savent que Wegener avait raison car les mouvements des continents expliquent en grande partie la géologie que nous voyons. La plupart de l’activité géologique que nous voyons sur la planète aujourd’hui est due aux interactions des plaques en mouvement.

Dans la carte de l’Amérique du Nord (figure 14), où sont situées les chaînes de montagnes ? En utilisant ce que vous avez appris sur la tectonique des plaques, essayez de répondre aux questions suivantes :

1. Quelle est l’origine géologique de la chaîne des Cascades ? Les Cascades sont une chaîne de volcans dans le nord-ouest du Pacifique. Elles ne sont pas étiquetées sur le diagramme mais elles se trouvent entre la Sierra Nevada et la chaîne côtière.
2. Quelle est l’origine géologique de la Sierra Nevada ? (Indice : ces montagnes sont constituées d’intrusions granitiques.)
3. Quelle est l’origine géologique des Appalaches le long de l’est des États-Unis ?

Rappelle-toi que Wegener a utilisé la similitude des montagnes des côtés ouest et est de l’Atlantique comme preuve de son hypothèse de dérive des continents. Les Appalaches se sont formées à la limite d’une plaque convergente lors du rapprochement de la Pangée (figure 15).

Avant le rapprochement de la Pangée, les continents étaient séparés par un océan à l’endroit où se trouve actuellement l’Atlantique. L’océan proto-Atlantique a rétréci alors que l’océan Pacifique s’est développé. Actuellement, le Pacifique se rétrécit alors que l’Atlantique se développe. Ce cycle des supercontinents est responsable de la plupart des caractéristiques géologiques que nous voyons et de beaucoup d’autres qui ont disparu depuis longtemps (figure 16).

Cette animation montre le mouvement des continents au cours des 600 derniers millions d’années en commençant par la dislocation de Rodinia.

Résumé

• Les plaques de lithosphère se déplacent à cause des courants de convection dans le manteau. Un type de mouvement est produit par l’étalement des fonds marins.
• Les limites de plaques peuvent être localisées en traçant les épicentres des séismes.
• Les plaques interagissent à trois types de limites de plaques : divergentes, convergentes et transformantes.
• La majeure partie de l’activité géologique de la Terre se déroule aux limites de plaques.
• À une frontière divergente, l’activité volcanique produit une dorsale océanique moyenne et de petits tremblements de terre.
• À une frontière convergente avec au moins une plaque océanique, une fosse océanique, une chaîne de volcans se développe et de nombreux tremblements de terre se produisent.
• À une frontière convergente où les deux plaques sont continentales, les chaînes de montagnes se développent et les tremblements de terre sont fréquents.
• À une limite de transformation, il y a une faille de transformation et des tremblements de terre massifs se produisent mais il n’y a pas de volcans.
• Des processus agissant sur de longues périodes de temps créent les caractéristiques géographiques de la Terre.

Développement de la théorie

Dans la lignée d’autres propositions antérieures et contemporaines, le météorologue Alfred Wegener décrit amplement en 1912 ce qu’il appelle la dérive des continents, développée dans son ouvrage de 1915 L’origine des continents et des océans, et le débat scientifique s’engage qui aboutira cinquante ans plus tard à la théorie de la tectonique des plaques. Partant de l’idée (également exprimée par ses précurseurs) que les continents actuels formaient autrefois une seule masse terrestre (qui fut appelée plus tard Pangée) qui a dérivé en s’éloignant, libérant ainsi les continents du manteau terrestre et les assimilant à des « icebergs » de granit de faible densité flottant sur une mer de basalte plus dense.

Les preuves à l’appui de cette idée sont venues des contours en forme de colombe de la côte est de l’Amérique du Sud et de la côte ouest de l’Afrique, et de la concordance des formations rocheuses le long de ces bords. Les plantes fossiles Glossopteris et Gangamopteris, ainsi que le thérapside ou reptile ressemblant à un mammifère Lystrosaurus, tous largement répartis en Amérique du Sud, en Afrique, en Antarctique, en Inde et en Australie, ont également confirmé leur nature contiguë antérieure. La preuve d’une telle jonction entre ces continents était évidente pour les géologues de terrain travaillant dans l’hémisphère sud. Le Sud-Africain Alex du Toit a rassemblé une masse d’informations de ce type dans sa publication de 1937 intitulée Our Wandering Continents, et est allé plus loin que Wegener en reconnaissant les liens étroits entre les fragments du Gondwana.

Mais sans preuve détaillée et sans une force suffisante pour entraîner le mouvement, la théorie n’était pas généralement acceptée : la Terre pouvait avoir une croûte et un manteau solides et un noyau liquide, mais il semblait impossible que des portions de la croûte puissent se déplacer. Des scientifiques éminents, tels que Harold Jeffreys et Charles Schuchert, étaient de fervents détracteurs de la dérive des continents.

Malgré une forte opposition, le point de vue de la dérive des continents a gagné du soutien et un débat animé a commencé entre les « dériveurs » ou « mobilistes » (partisans de la théorie) et les « fixistes » (opposants). Au cours des années 1920, 1930 et 1940, les premiers ont franchi des étapes importantes en proposant que des courants de convection aient pu entraîner les mouvements des plaques, et que l’écartement ait pu se produire sous la mer, au sein de la croûte océanique. Des concepts proches des éléments aujourd’hui incorporés dans la tectonique des plaques ont été proposés par des géophysiciens et des géologues (fixistes et mobilistes) comme Vening-Meinesz, Holmes et Umbgrove.

L’une des premières preuves géophysiques qui a été utilisée pour soutenir le mouvement des plaques lithosphériques est venue du paléomagnétisme. Celui-ci repose sur le fait que des roches d’âges différents présentent une direction variable du champ magnétique, mise en évidence par des études depuis le milieu du XIXe siècle. Les pôles nord et sud magnétiques s’inversent au cours du temps et, ce qui est particulièrement important dans les études paléotectoniques, la position relative du pôle nord magnétique varie au cours du temps. Initialement, au cours de la première moitié du vingtième siècle, ce dernier phénomène était expliqué par l’introduction de ce que l’on appelait « l’errance polaire » (voir errance polaire apparente), c’est-à-dire que l’on supposait que la position du pôle nord s’était déplacée au cours du temps. Une autre explication, cependant, était que les continents s’étaient déplacés (déplacés et tournés) par rapport au pôle Nord, et que chaque continent, en fait, montre sa propre « trajectoire d’errance polaire ». A la fin des années 1950, il a été démontré avec succès à deux reprises que ces données pouvaient montrer la validité de la dérive des continents : par Keith Runcorn dans un article en 1956, et par Warren Carey dans un symposium tenu en mars 1956.

La deuxième preuve à l’appui de la dérive des continents est venue à la fin des années 50 et au début des années 60 des données sur la bathymétrie des fonds océaniques profonds et la nature de la croûte océanique comme les propriétés magnétiques et, plus généralement, avec le développement de la géologie marine qui a donné des preuves de l’association de l’étalement des fonds marins le long des dorsales médio-océaniques et des inversions du champ magnétique, publiées entre 1959 et 1963 par Heezen, Dietz, Hess, Mason, Vine & Matthews et Morley.

Les progrès simultanés des premières techniques d’imagerie sismique dans et autour des zones de Wadati-Benioff le long des tranchées délimitant de nombreuses marges continentales, ainsi que de nombreuses autres observations géophysiques (par exemple gravimétriques) et géologiques, ont montré comment la croûte océanique pouvait disparaître dans le manteau, fournissant le mécanisme pour équilibrer l’extension des bassins océaniques avec le raccourcissement le long de ses marges.

Toutes ces preuves, provenant à la fois du fond des océans et des marges continentales, ont fait apparaître vers 1965 que la dérive des continents était possible et la théorie de la tectonique des plaques, définie dans une série d’articles entre 1965 et 1967, était née, avec tout son extraordinaire pouvoir explicatif et prédictif. Cette théorie a révolutionné les sciences de la Terre, expliquant une gamme diverse de phénomènes géologiques et leurs implications dans d’autres études telles que la paléogéographie et la paléobiologie.

Dérive des continents

À la fin du XIXe siècle et au début du XXe siècle, les géologues supposaient que les principales caractéristiques de la Terre étaient fixes, et que la plupart des caractéristiques géologiques telles que le développement des bassins et les chaînes de montagnes pouvaient être expliquées par le mouvement vertical de la croûte terrestre, décrit dans ce qu’on appelle la théorie géosynclinale. Généralement, cela a été placé dans le contexte d’une planète Terre en contraction en raison de la perte de chaleur au cours d’un temps géologique relativement court.

On a observé dès 1596 que les côtes opposées de l’océan Atlantique – ou, plus précisément, les bords des plateaux continentaux – ont des formes similaires et semblent s’être jadis emboîtées.

Depuis cette époque, de nombreuses théories ont été proposées pour expliquer cette apparente complémentarité, mais l’hypothèse d’une Terre solide rendait ces différentes propositions difficiles à accepter. qui allait déclencher une véritable révolution dans la pensée. Une conséquence profonde de l’étalement des fonds marins est que de la nouvelle croûte était, et est toujours, continuellement créée le long des dorsales océaniques. Heezen a donc défendu l’hypothèse de la « Terre en expansion » de S. Warren Carey (voir ci-dessus). La question restait donc posée : comment peut-on ajouter continuellement de la nouvelle croûte le long des dorsales océaniques sans augmenter la taille de la Terre ? En réalité, cette question avait déjà été résolue par de nombreux scientifiques dans les années 40 et 50, comme Arthur Holmes, Vening-Meinesz, Coates et bien d’autres : La croûte en excès disparaissait le long de ce que l’on appelait les fosses océaniques, là où se produisait la « subduction ». Par conséquent, lorsque divers scientifiques, au début des années soixante, ont commencé à raisonner sur les données dont ils disposaient concernant le plancher océanique, les pièces de la théorie se sont rapidement mises en place.

La question a particulièrement intrigué Harry Hammond Hess, un géologue de l’Université de Princeton et un contre-amiral de la Réserve navale, et Robert S. Dietz, un scientifique de l’U.S. Coast and Geodetic Survey qui a été le premier à inventer le terme d’épandage des fonds marins. Dietz et Hess (le premier a publié la même idée un an plus tôt dans Nature, mais la priorité revient à Hess qui avait déjà distribué un manuscrit non publié de son article de 1962 dès 1960) faisaient partie de la petite poignée de personnes qui comprenaient vraiment les vastes implications de l’étalement du plancher océanique et comment il finirait par s’accorder avec les idées, à l’époque non conventionnelles et non acceptées, de la dérive des continents et les modèles élégants et mobilistes proposés par des travailleurs précédents comme Holmes.

La même année, Robert R. Coats, de l’U.S. Geological Survey, a décrit les principales caractéristiques de la subduction de l’arc insulaire dans les îles Aléoutiennes. Son article, bien que peu remarqué (et même ridiculisé) à l’époque, a depuis été qualifié de « séminal » et de « prescient ». En réalité, il montre que les travaux des scientifiques européens sur les arcs insulaires et les ceintures montagneuses réalisés et publiés dans les années 1930 jusqu’aux années 1950 étaient appliqués et appréciés également aux États-Unis.

Si la croûte terrestre s’étendait le long des dorsales océaniques, Hess et Dietz raisonnaient comme Holmes et d’autres avant eux, elle devait se rétracter ailleurs. Hess a suivi Heezen, suggérant que la nouvelle croûte océanique s’éloigne continuellement des dorsales dans un mouvement semblable à celui d’une bande transporteuse. Et, en utilisant les concepts mobilistes développés auparavant, il a correctement conclu que, plusieurs millions d’années plus tard, la croûte océanique finit par descendre le long des marges continentales où se forment des fosses océaniques – des canyons très profonds et étroits – par exemple le long du bord du bassin de l’océan Pacifique. L’étape importante franchie par Hess était que les courants de convection seraient la force motrice de ce processus, arrivant aux mêmes conclusions que celles de Holmes quelques décennies auparavant, à la seule différence que l’amincissement de la croûte océanique était réalisé en utilisant le mécanisme d’étalement le long des dorsales de Heezen. Hess a donc conclu que l’océan Atlantique était en expansion tandis que l’océan Pacifique se rétrécissait. Au fur et à mesure que la vieille croûte océanique est « consommée » dans les fosses (comme Holmes et d’autres, il pensait que cela se faisait par un épaississement de la lithosphère continentale, et non, comme on le comprend maintenant, par un enfoncement à plus grande échelle de la croûte océanique elle-même dans le manteau), le nouveau magma remonte et fait éruption le long des dorsales d’étalement pour former une nouvelle croûte. En fait, les bassins océaniques sont perpétuellement « recyclés », la création de nouvelle croûte et la destruction de l’ancienne lithosphère océanique se produisant simultanément. Ainsi, les nouveaux concepts mobilistes expliquaient proprement pourquoi la Terre ne grossit pas avec l’étalement du plancher océanique, pourquoi il y a si peu d’accumulation de sédiments sur le plancher océanique, et pourquoi les roches océaniques sont beaucoup plus jeunes que les roches continentales.

Les bandes magnétiques

Dès les années 1950, des scientifiques comme Victor Vacquier, à l’aide d’instruments magnétiques (magnétomètres) adaptés des appareils aéroportés développés pendant la Seconde Guerre mondiale pour détecter les sous-marins, ont commencé à reconnaître d’étranges variations magnétiques sur les fonds marins. Cette découverte, bien qu’inattendue, n’était pas entièrement surprenante car on savait que le basalte – la roche volcanique riche en fer qui constitue le fond de l’océan – contient un minéral fortement magnétique (la magnétite) et peut localement fausser la lecture des boussoles. Cette distorsion a été reconnue par les marins islandais dès la fin du XVIIIe siècle. Plus important encore, comme la présence de magnétite confère au basalte des propriétés magnétiques mesurables, ces variations magnétiques nouvellement découvertes ont fourni un autre moyen d’étudier les fonds marins. Lorsque la roche nouvellement formée refroidit, de tels matériaux magnétiques ont enregistré le champ magnétique de la Terre à ce moment-là.

Alors que de plus en plus de fonds marins étaient cartographiés au cours des années 1950, les variations magnétiques se sont avérées ne pas être des occurrences aléatoires ou isolées, mais ont plutôt révélé des modèles reconnaissables. Lorsque ces schémas magnétiques ont été cartographiés sur une large région, le plancher océanique présentait un motif en forme de zèbre : une bande de polarité normale et la bande adjacente de polarité inversée. Le schéma global, défini par ces bandes alternées de roches normalement et inversement polarisées, est devenu connu sous le nom de striping magnétique, et a été publié par Ron G. Mason et ses collaborateurs en 1961, qui n’ont cependant pas trouvé d’explication à ces données en termes d’étalement du plancher océanique, comme Vine, Matthews et Morley quelques années plus tard.

La découverte du striping magnétique appelait une explication. Au début des années 1960, des scientifiques comme Heezen, Hess et Dietz avaient commencé à théoriser que les dorsales médio-océaniques marquaient des zones structurellement faibles où le plancher océanique était déchiré en deux dans le sens de la longueur le long de la crête de la dorsale (voir le paragraphe précédent). Le nouveau magma provenant des profondeurs de la Terre s’élève facilement à travers ces zones de faiblesse et finit par faire éruption le long de la crête des dorsales pour créer une nouvelle croûte océanique. Ce processus, d’abord dénommé « hypothèse de la bande transporteuse » et plus tard appelé propagation des fonds marins, fonctionnant sur plusieurs millions d’années continue à former de nouveaux fonds océaniques tout au long du système de 50 000 km de dorsales médio-océaniques.

Quatre ans seulement après la publication des cartes avec le « motif zébré » de bandes magnétiques, le lien entre l’étalement des fonds marins et ces motifs a été correctement placé, indépendamment par Lawrence Morley, et par Fred Vine et Drummond Matthews, en 1963, maintenant appelé l’hypothèse Vine-Matthews-Morley. Cette hypothèse a lié ces motifs aux inversions géomagnétiques et a été soutenue par plusieurs lignes de preuves :

1. les bandes sont symétriques autour des crêtes des dorsales médio-océaniques ; au niveau ou près de la crête de la dorsale, les roches sont très jeunes, et elles deviennent progressivement plus âgées en s’éloignant de la crête de la dorsale ;
2. les roches les plus jeunes au niveau de la crête de la dorsale ont toujours la polarité actuelle (normale) ;
3. les bandes de roches parallèles à la crête de la dorsale alternent en polarité magnétique (normale-inversée-normale, etc.), ce qui suggère qu’elles se sont formées à des époques différentes documentant les épisodes (déjà connus par des études indépendantes) de normalité et d’inversion du champ magnétique terrestre.

En expliquant à la fois les bandes magnétiques zébrées et la construction du système de dorsales médio-océaniques, l’hypothèse de l’étalement du plancher océanique (SFS) a rapidement gagné des convertis et a représenté une autre avancée majeure dans le développement de la théorie de la tectonique des plaques. En outre, la croûte océanique est désormais considérée comme un « enregistrement » naturel de l’histoire des inversions du champ magnétique terrestre (GMFR). Aujourd’hui, des études approfondies sont consacrées à l’étalonnage des modèles d’inversion normale dans la croûte océanique, d’une part, et des échelles de temps connues dérivées de la datation des couches de basalte dans les séquences sédimentaires (magnétostratigraphie), d’autre part, pour arriver à des estimations des taux d’étalement passés et des reconstructions de plaques.

Définition et affinement de la théorie

Après toutes ces considérations, la tectonique des plaques (ou, comme on l’appelait initialement « nouvelle tectonique globale ») a été rapidement acceptée dans le monde scientifique, et de nombreux articles ont suivi qui ont défini les concepts :

• En 1965, Tuzo Wilson qui avait été dès le début un promoteur de l’hypothèse de l’étalement des fonds marins et de la dérive des continents a ajouté au modèle le concept de failles transformantes, complétant ainsi les classes de types de failles nécessaires pour que la mobilité des plaques sur le globe fonctionne.
• Un symposium sur la dérive des continents s’est tenu à la Royal Society de Londres en 1965, qui doit être considéré comme le début officiel de l’acceptation de la tectonique des plaques par la communauté scientifique, et dont les résumés sont publiés sous le titre Blacket, Bullard & Runcorn (1965). Lors de ce symposium, Edward Bullard et ses collaborateurs ont montré par un calcul informatique comment les continents situés de part et d’autre de l’Atlantique s’adapteraient au mieux pour fermer l’océan, ce qui est devenu connu sous le nom du fameux « Bullard’s Fit ».
• En 1966, Wilson a publié l’article qui faisait référence aux reconstructions tectoniques des plaques précédentes, introduisant le concept de ce qui est maintenant connu comme le « cycle de Wilson ».
• En 1967, lors de la réunion de l’American Geophysical Union, W. Jason Morgan a proposé que la surface de la Terre soit constituée de 12 plaques rigides qui se déplacent les unes par rapport aux autres.
• Deux mois plus tard, Xavier Le Pichon publie un modèle complet basé sur 6 plaques majeures avec leurs mouvements relatifs, ce qui marque l’acceptation définitive par la communauté scientifique de la tectonique des plaques.
• La même année, McKenzie et Parker présentent indépendamment un modèle similaire à celui de Morgan en utilisant des translations et des rotations sur une sphère pour définir les mouvements des plaques.

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