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Lithosphère : Couche du globe terrestre formée par l'association de la partie inférieure de la croûte et de la partie supérieure refroidie du manteau, dont l'épaisseur augmente avec l'âge, de 0 km sous la dorsale jusqu'à environ 100 km près des plus vieilles marges continentales.
La distinction entre la lithosphère et l’asthénosphère n'est pas de nature chimique mais une différence d'état physique dans le manteau lui-même. La lithosphère est rigide, l’asthénosphère est plus fluide. la lithosphère constitue les plaques et l’asthénosphère absorbe les déformations.
Litage : Agencement des constituants d'une roche en lits ou niveaux de faible épaisseur.

I- Le plancher océanique
l-1-La présentation du plancher océanique
La topographie du fond des océans montre plusieurs structures nettement reconnaissables.
- Les plateaux continentaux constituent la bordure immergée des continents.
- Les talus continentaux : Au bord des plateaux continentaux, le fond s'abaisse rapidement jusqu'à la profondeur des plaines abyssales (-4 000m). Ces talus sont des zones de transition entre continent et océan proprement dit.
- Les plaines abyssales : De part et d'autre des dorsales, le plancher océanique, relativement plat, forme les plaines abyssales. Par endroit, ces plaines supportent des volcans qui forment fréquemment des alignements remarquables d'îles ou de cônes sous-marins.
- La dorsale médio-atlantique est un relief considérable et continu d'environ 60000km de long. Elle est symétrique, avec une vallée médiane profonde de 2km en moyenne, large de 20 à 50km. Son fond est limité par des failles normales qui traduisent une forte- distension accompagnée d'un volcanisme intense. Cette vallée aux parois abruptes et comparables aux fossés d'effondrement continentaux est le rift.
La dorsale est toujours découpée en compartiments décalés les uns par rapport aux autres par des failles transformantes, fractures particulières, sièges d'une activité sismique intense (zone active).
- Les fosses océaniques : Très profondes (jusqu'à 11 000 m), elles s'étendent à la jonction entre le plateau continental et plaine abyssale sur certaines marges continentales.
- Les îles volcaniques : Leur localisation est très diverse : en bordure des océans (notamment sur les marges pourvues d'une fosse), le long des dorsales au milieu des plaine abyssale.
topographie du fond ocean atlantiqueI-2-La structure du plancher océanique
Il correspond à une croûte basaltique de quelques kilomètres d'épaisseur. Ce basalte, qui affleure au niveau du rift, est recouvert dans les autres régions par des sédiments marins. Plus on s'éloigne de la dorsale, plus l'épaisseur des séries sédimentaires, ainsi que leur âge augment. Cette symétrie par rapport à la dorsale se retrouve dans la succession des bandes d‘anomalies magnétiques alternativement positives et négatives. Ces bandes étant en relation avec des inversions périodiques du champ magnétique terrestre au cours des temps géologiques, les basaltes disposés symétriquement par rapport au rift sont donc de même âge. '
Les roches présentent une succession verticale très caractéristique. Les basaltes qui se sont figés brutalement au contact de l'eau de mer forment des laves en coussins. En dessous. On trouve des roches grenues de composition basaltique, les gabbros, qui ont donc cristallisé lentement. A leur base, les gabbros prennent un aspect lité et recouvrent des péridotites. Cette succession de roches se retrouve sur les continents au niveau de bordures océaniques (sultanat d'Oman) ou au cœur des chaînes alpines (Alpes, Himalaya) dans des séries de roches qualifiées d'ophiolitiques.
I-3-La formation d’un rift
Un rift est une vallée provenant de l'affaissement d'un anticlinal. Les schémas A, B, C et D illustrent les quatre étapes de la formation d'un rift qui se termine souvent par l'apparition d’un océan.

formatio rift
formation rift

L'accumulation de chaleur sous une plaque continentale cause une dilatation de la matière qui conduit à un bombement de la lithosphère. 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 (A).
La poursuite des tensions produit un étirement de la lithosphère; il y aura alors effondrement en escalier, ce qui produit une vallée appelée un rift continental. Il y aura des volcans et des, épanchements de laves le long des fractures (B). Les failles normales retrouvées dans les zones en extension et notamment sur les deux bords du rift, témoignent de cette force de distension. La faille
transformante fonctionne entre les deux rifts. Le mouvement relatif des deux compartiments se fait en sens inverse du décalage des rifts. Les failles transformantes sont le siège de déformations plus complexes entraînant à la fois l'extension du plancher océanique et des décalages du rift.
Avec la poursuite de l'étirement, le rift s'enfonce sous le niveau de la mer 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 ferme un premier plancher océanique basaltique (croûte océanique) de part et d'autre d'une dorsale embryonnaire; c'est le stade de mer linéaire (C).
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 (D).
Il peut arriver que ce processus s'arrête a mis chemin et la formation de l'océan avorte (cas du rift valley d’Afrique orientale).
faille transformantel-4- La formation de la croûte océanique
- La tectonique (séismes et failles normales) en extension des dorsales
Les dorsales sont toujours des zones de divergence (du point de vue du mouvement des plaques) et donc des zones en extension. Mais l'axe de la dorsale est aussi recoupe transversalement par les failles transformantes qui sont des zones de coulissage (du point de vue de la tectonique de plaques) qui présentent des extensions et des compressions du point de vue tectonique. L'extension de la zone axiale de la dorsale (allongement) est due à l'entraînement de la lithosphère océanique formée à l'axe. La lithosphère océanique tend à s'enfoncer par gravité dans l’asthénosphère au fur et à mesure qu'elle se refroidit et donc qu'elle augmente en densité, qu'elle se gorge d'eau et qu'elle s'épaissit (voir plus bas). .
- La formation d'une croûte océanique au niveau de l'axe de la dorsale
La zone de formation de la croûte océanique est très étroite: une dizaine de Km de large. En profondeur, sous l'axe de la dorsale, on pense qu'il y a une remontée (lente) d'une masse de péridotite venant d'au moins 100km de profondeur (dans l’asthénosphère et peut-être dans le manteau inférieur). .
Cette masse (solide, chaude, déformable) vient diverger sous l'axe de la dorsale pour former le soubassement de la lithosphère océanique. En effet, lors de sa remontée, la péridotite subit une décompression qui provoque une fusion partielle et donc la formation d'un magma dont les premières gouttes pourraient apparaître vers 50km de profondeur. Ce magma, de composition basaltique peut s'accumuler dans la roche en profondeur pour former une chambre magmatique.
Attention!!! Une chambre magmatique n'est pas une cavité remplie de magma mais une roche (péridotite appauvrie) remplie, plutôt comme une éponge, de magma sous formes de gouttelettes de liquide.
Le terme d'accrétion désigne la formation de la croûte par ajout de matériel issu d'un magma d'origine péridotite.mecanisme formation croute oceaniqueTitre : Mécanisme de formation de la croûte océanique

Il- L'expansion du plancher océanique et les phénomènes associés
II-1-Le mécanisme de l'expansion du plancher océanique '
De part et d'autre de la dorsale, la lithosphère océanique est soumise à un mouvement de dérive, la croûte océanique s'éloignant progressivement du rift après sa mise en place. Au fur et à mesure, de nouveaux matériaux issus du manteau viennent créer une nouvelle croûte : on dit qu'il y a accrétion du plancher océanique à la dorsale.
Ce mécanisme explique que le fond basaltique soit de plus en plus ancien en s'éloignant de la dorsale et que les sédiments qui le surmontent aient une épaisseur et surtout un âge croissants. Il explique aussi la remarquable symétrie des anomalies magnétiques du tond océanique. Cette dérive provoque l'écartement des masses continentales, à une vitesse moyenne de 1 à 10 cm par an. Il y a donc expansion du plancher océanique.
Il-2- Les preuves de l'expansion du plancher océanique
1- Le champ magnétique terrestre
- La définition du champ magnétique terrestre.
En tout point du globe une aiguille aimantée s'oriente selon une direction bien définie, indiquant l'existence d'un champ magnétique terrestre, variable à la surface du globe. Il est défini par deux paramètres.
a) La direction du champ magnétique terrestre.
Elle est repérée par 2 angles : l'inclinaison (\(\alpha \)) par rapport a la verticale du lieu et la déclinaison (\(\beta \)) par rapport au méridien. Les champs magnétiques terrestres s'inversent plus ou moins irrégulièrement et spontanément. Ces inversions sont repérables et permettent d'établir une échelle des temps géomagnétiques.
b) L'intensité du champ magnétique terrestre
Elle est représentée par un vecteur \(\overrightarrow F \) dirigé vers l'extérieur dans l'hémisphère Sud et vers l'intérieur dans l'hémisphère Nord.
Le champ magnétique terrestre est fossilisé. Dans les laves basaltiques, on a remarqué que les minéraux de magnétite formés d'oxydes de fer, s'aimantent au cours du refroidissement, parallèlement aux lignes de champ du moment. D'autres part, au cours de la sédimentation les minéraux aimantés s'orientent comme l'aiguille d'une boussole à condition de laisser la roche qui les contient dans sa position originelle; de tels minéraux permettent de retrouver la position des pôles à une époque précise. On a pu retracer le déplacement du pôle Nord, donc des continents, à la surface du globe, au cours des temps géologiques.
Ce paléomagnétisme permet de réactualiser l'hypothèse de Wegener.
Le champ magnétique terrestre est inversé. Quand on enregistre en continue le champ magnétique du fond des océans, on note des variations du champ réel par rapport à la valeur moyenne calculée. Toute différence avec la valeur moyenne est une anomalie magnétique : elle est positive si la valeur réelle du champ est supérieure à la valeur moyenne et négative dans le cas contraire. Les anomalies magnétiques, alternativement positives et négatives mises en évidence dans l'océan, prouvent qu'au champ magnétique terrestre s'ajoute localement un champ magnétique fossilisé qui était tantôt dans le même sens, tantôt dans le sens inverse.
1. L'étude de l'âge des sédiments
Lorsqu'on effectue des forages dans le fond marin pour atteindre les basaltes, on constate que la couche des sédiments forés à mesure l'éloignement de la dorsale est de plus en plus épaisse et ils sont absents au niveau de la dorsale. Plus la couche de sédiments est épaisse, plus le fond océanique est ancien. Les sédiments directement posés sur le basalte du plancher permettent de dater ce dernier.
2. L'observation des chapelets d'îles volcaniques alignées dans le Pacifique.
Il révèle l'existence dans le manteau de zones stables de production de magma, véritables « chalumeaux » qui perforent épisodiquement la-plaque océanique dérivant au-dessus d'eux
Il-3- Le mécanisme de la subduction
Il peut arriver un moment où sous son propre poids la croûte océanique cède et s'enfonce dans le manteau. Une croûte océanique âgée peut aussi céder lors de la rencontre avec une croûte continentale. C'est la subduction.
Généralement, c'est la présence d'un continent qui provoque la subduction d'une lithosphère océanique. Mais il peut arriver que la lithosphère cède avant de rencontrer un continent, il y a donc une subduction d'une lithosphère océanique sous une lithosphère océanique.
subductionII-4 Les conséquences de la subduction
- Les séismes
Les foyers des séismes qui accompagnent cette descente montrent qu'ils sont de plus en plus profonds au fur el à mesure que l'on se rapproche du continent. Cette ligne inclinée le long de laquelle glissent les deux plaques est le plan de Bénioff.
- Le volcanisme andésitique
C'est un volcanisme associé aux zones de convergence de plaques, de type marge continentale active ou de type arc insulaire. Il s'agit d'un volcanisme orogénique. Les éruptions volcaniques se caractérisent par leur violence (explosions décapitant le sommet du volcan, nuée ardentes, explosions de quantités gigantesques de cendre,...); elles provoquent dans les zones habitées des dégâts considérables. Cette dynamique éruptive est liée à la composition des magmas. Plus riches en silice que les magmas basaltiques, ils sont de ce fait beaucoup plus visqueux et s'écoulent ‘difficilement. Ils sont par ailleurs riches en gaz dissous (vapeur d'eau, dioxyde de carbone...) Lors de la remontée du magma, la décompression de ce dernier provoque la libération des gaz dissous; si le magma ne peut pas s'épancher, la pression des gaz augmente, atteint des valeurs considérables qui finissent par provoquer l'explosion de l'appareil volcanique.
- Le plutonisme
Les variations de température, de pression (enfouissement en profondeur des roches) et de pression de fluides (essentiellement teneur en eau) vont provoquer la fusion partielle de certaines roches. Les gouttelettes de liquide produites vont se rassembler en magmas. Ces derniers, chauds et moins denses que les roches encaissantes, vont migrer vers les parties supérieures de la géosphère. Un magma ou une partie d'un magma peut arriver en surface (volcanisme), ou s'arrêter et refroidir en profondeur (plutonisme). De nombreux massifs granitiques, appelés pluton, recoupent les formations géologiques avec lesquelles ils se trouvent en contact. Les roches magmatiques plutoniques, ayant cristallisé en profondeur, montreront une texture grenue ou microgrenue.
II-5-L’obduction et ses conséquences -
L‘obduction est le chevauchement de la croûte continentale par la croûte océanique. Ce phénomène est la conséquence du blocage de la subduction, dû à un arc volcanique présent sur la croûte océanique normalement subduite. L'arc volcanique en question empêche le plongement de la croûte dans le manteau, le continent est alors entraîné dans une zone de subduction intraocéanique, mais il ne peut pas plonger dans le manteau au-delà d'une soixantaine de kilomètres car sa densité, plus faible que celle du manteau asthénosphérique, ne le lui permet pas.
- La formation des ophiolites
Les ophiolites sont des fragments d'ancienne lithosphère océanique déplacés jusque sur les continents. Elles correspondent à des parties lithosphériques océaniques qui ont été obductés sur les continents. C'est une association de différente roche (péridotite, gabbro, basalte en coussin, sédiments océaniques).
- La collision et ses conséquences
La destruction des plaques se fait par l'enfoncement dans l'asthénosphère d'une plaque sous l'autre plaque, et par la digestion de la portion de plaque enfoncée dans l'asthénosphère. Les résultats (séismes, volcans, chaînon, de montagnes, déformations;) diffèrent selon la nature des plaques (océaniques ou continentales) qui entrent en collision.
-L’orogenèse
a) 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. L’asthénosphère "digère" peu à peu la plaque lithosphérique. Il se produit un phénomène de fusion partielle de la plaque engloutie. Le magma résultant (liquide), moins dense que le milieu ambiant, monte vers la surface. Une grande partie de ce magma reste emprisonnée dans la forme d'une série d'îles lithosphère, mais une partie est expulsée à la surface, produisant des volcans.
b) Un second type de collision est le résultat de la convergence entre une plaque océanique et une plaque continentale. Dans ce type de collision, la plaque océanique plus dense s'enfonce sous la plaque continentale. Les basaltes de la plaque océanique et les sédiments du plancher océanique s'enfoncent dans du matériel de plus en plus dense Rendue à profondeur excédant les 100km, la plaque est partiellement fondue. Comme dans le cas précédent, la plus grande partie du magma restera emprisonnée dans la lithosphère (ici continentale); le magma qui aura réussi à se frayer un chemin jusqu'à la surface formera une chaîne de volcans sur les continents (arc volcanique continental).
c) Un troisième type de collision implique la convergence de deux plaques continentales.
- Le métamorphisme
Le métamorphisme désigne l'ensemble des transformations d'une roche à l'état solide du fait de la variation de la pression et de la température avec cristallisation de nouveaux minéraux dits néoformés, et acquisition de textures et structures particulières.
Dans les zones de subduction et de collision, les roches, enfouies à des profondeurs importantes, sont soumises à des pressions élevées. La température dans la lithosphère augmente avec la profondeur. Les roches soumises à ces conditions de température et de pression sont alors transformées en roches métamorphiques.
Suivant les gradients différents de pression et température on distingue :climat du metamorphismeTitre : type climats du methamorphisme
1-Les séries purement thermiques où la pression reste relativement faible et constante, cas du métamorphisme de contact.
2- Les séries de type haute température-basse pression (HT-BP) où la pression augmente rapidement tandis que la température progresse lentement.
3- Les séries de type basse température-haute pression (BT-H P) où la pression augmente lentement et la température progresse rapidement.
4- Les séries de type moyenne température-moyenne pression (MT-MP) où la température et la pression augmentent toutes les deux fortement et en même temps.
- Le plutonisme calco-alcalin (voir schéma ci-dessus)
Les zones de subduction sont caractérisées par une variation du flux thermique au droit de la fosse. En effet, des mesures précises révèlent un enfoncement des isothermes avec la croûte océanique, ce qui explique la présence de phénomènes magmatiques et métamorphiques.
Les roches qui constituent le matériel froid superficiel de la croûte océanique sont entraînées à des profondeurs importantes, les conditions vont donc changer. Des Basses Températures –basses pressions, on passe aux Basses Températures - Hautes Pressions : c'est le métamorphisme HP-BT.
-Les déformations et les failles inverses associées
a) Les plis
La roche, sous l'effet des forces tectoniques, n'a pas cassée mais pliée. Les plis peuvent être droits ou plus ou moins couchés. Certains plis évoluent en plis-failles. L'orientation de l'axe définit le type de plis : Si l'axe est vertical et les affleurements symétriques, le pli est droit. Si l'axe est oblique, le pli est déjeté (0-45o), déversé (45—89o) ou couché (90o)
b) Les failles
Une faille est un accident de style cassant affectant tous types de roches. Elle consiste en une cassure accompagnée d'un déplacement relatif des compartiments qu'elle détermine. Les compartiments sont les blocs de part et d'autre de la faille. Le plan de faille est la surface de glissement des deux blocs.
Le rejet est l'ampleur du déplacement relatif d'un compartiment par rapport à l'autre.
Le regard est le côté vers lequel est situé le compartiment abaissé
En fonction du plan de faille, on peut avoir :
Une faille normale si le plan incliné vers le bloc affaissé (détente)
Une faille inverse si le plan qui surplombe le bloc affaissé (compression) égale faille chevauchante.
En fonction du pendage (structure sédimentaire), on peut avoir :
Une faille conforme si l'inclinaison du plan de faille est orientée dans le même sens que celui des .couches (conforme normale ou conforme inverse)
Une faille contraire si l'inclinaison du plan de faille est orientée inversement au sens de celui des couches (contraire normale ou contraire inverse).
Pour déterminer l'âge d'une faille, on analyse le rapport de la faille avec les terrains: elle est toujours postérieure (plus jeune) aux terrains qu'elle affecte et antérieure (plus ancienne) aux terrains non déformés qui la recouvre éventuellement.
failleIII- La nature basaltique et morphologique du plancher océanique
Au niveau du plancher océanique, on assiste à une remontée permanente des magmas basaltiques provenant de la fusion partielle des péridotites du manteau. Le refroidissement de ces magmas (rapide en surface ou lent on profondeur) donne naissance aux deux principales roches du plancher océanique: les basaltes (roches microlitiques) et les gabbros (roches grenues). En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit: sa densité et son épaisseur augmentent. Par ailleurs, ses minéraux s’hydratent.

IV-Conclusion : bilan général des mouvements de la lithosphère
IV-1-La tectonique des plaques
Une plaque est une portion rigide et indéformable de la lithosphère comprenant des parties continentales et océaniques, ou exclusivement océaniques. En y ajoutant des plaques secondaires, on se retrouve à 15 plaquesplaques techtoniqueTitre ; répartition plaques mondiales
La répartition mondiale des plaques
- Les limites de plaques.
Les frontières des plaques sont des zones instables du point de vue sismique et volcanique. La surface du globe a pu être divisée en 6 plaques majeures.
- Les mouvements relatifs des plaques
Les plaques lithosphériques, solides et rigides se déplacent sur l'asthénosphère solide et déformable. Ces rotations définissent 3 types de mouvements mais 4 types géologiques de frontières des plaques.
a) Les mouvements de divergence sont localisés au niveau des dorsales océaniques où se forme une nouvelle lithosphère océanique par remontée de l'asthénosphère
b) Les mouvements de convergence peuvent donner deux types de frontières de plaques:
1) Les zones de subduction où la lithosphère océanique, lourde et froide, s'enfonce dans l’asthénosphère en créant une fosse océanique au point de contact entre les deux plaques, et en causant une activité sismique et un volcanisme particulier intense (de type andésitique). Le volcanisme intense peut donner lieu à la genèse d'une véritable chaîne de montagne (chaîne de subduction comme les Andes) au niveau d'une lithosphère continentale. Il existe des‘ subductions de la lithosphère océanique sous une autre lithosphère océanique.
2) Les zones de collision où s'affrontent deux lithosphères continentales et qui conduisent à la genèse de chaînes de montagnes accompagnées d'une forte activité sismique (par exemple l'Himalaya ou les Alpes).
Les mouvements de coulissage donnent des failles transformantes. Ces dernières relient en effet les frontières convergentes avec les frontières divergentes. Les failles transformantes visibles au niveau des dorsales (et perpendiculaires à l'axe do divergence) permettent de retrouver l'axe de rotation relatif des plaques divergentes.
Le moteur de la tectonique des plaques, il est thermique et gravitaire. Les matériaux terrestres chauds et peu denses montent puis s'étalent à la surface de la terre alors que les matériaux froids et denses s'enfoncent dans le manteau. C'est la gravité qui attire les masses les plus denses vers le bas. Ces dernières, en prenant la place des masses les moins denses, repoussent celles-ci vers le haut.
IV-2-La dérive des continents
a) Le concept de la dérive des continents
La théorie de « la dérive des continents stipule que la croûte continentale ou sial "flotte" sur une couche sous-jacente dénommée sima. (Alfred Wegener, 1880-1930). Sans preuves scientifiques fiables, cette théorie fut rejetée.
b) Les arguments en faveur de la "dérive des continents"
1. Des arguments géophysiques.
Après avoir examiné statistiquement les altitudes de la surface terrestre, on s'est rendu compte que celles-ci étaient réparties en deux gammes d'attitudes principales, correspondant parfaitement aux deux couches présumées, Sial, formant les continents et Sima, le fond des océans. Ceci cadre parfaitement avec les hypothèses mobilistes de Wegener, parfaitement incompatibles avec l'idée d’effondrements et de soulèvements à partir d'une altitude primitive uniforme des partisans de la Terre en contraction.
- Wegener s'appuie également sur la théorie de l'isostasie pour affirmer que si les continents peuvent se mouvoir verticalement, rien ne les empêche de se mouvoir horizontalement, à condition qu'interviennent des forces suffisantes.
- Des mesures géodésiques semblent indiquer une dérive du Groenland vers l'ouest par rapport à l'Europe (mesures obtenues par positionnement astronomique ou par différence des temps de transmission radio. En fait, on se rendra compte plus tard que ces mesures étaient fausses).
2. Des arguments morphologiques
On observe en effet un certain parallélisme des lignes côtières entre d'une part les Amériques et d'autre part l'Europe - Afrique. Cela suggère que ces deux ensembles constituaient deux morceaux d'un même bloc. Ce qui amena Wegener à concevoir que dans un passé lointain toutes les masses continentales étaient réunies en un seul méga continent, la Pangée.
pangee3. Des arguments géologiques
La chaîne plissée du Cap en Afrique semble se prolonger en Amérique, au niveau de l'Argentine. Le vieux plateau de gneiss africain offre une grande ressemblance avec celui du Brésil.
Il existe des similitudes entre les couches qui datent du début du Mésozoïque de part et d'autre de l'Atlantique Sud (époque du début de l'ouverture de l'Atlantique) Dans l'Atlantique Nord, les chaînes
Calédoniennes et hercyniennes européennes se prolongent à Terre-Neuve et en Nouvelle-Écosse.
4. Des arguments paléontologiques, justifiant son hypothèse de la "Pangée"
On retrouve, de part et d'autre de l'Atlantique, sur les continents actuels, les fossiles de plantes et d'animaux terrestres datant de 240 a 260 Ma.
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.
5. Des arguments paléoclimatiques
Certains éléments tels que les moraines, évaporites, calcaires, charbon,…permettent à Wegener de démontrer d'importants changements dans la disposition des continents par rapport aux pôles et à l'équateur. Entre le Carbonifère et l'époque actuelle, l’Europe passe d'un climat équatorial à un climat tempéré, le Spitzberg d'un climat tropical à un climat polaire, l'Afrique du Sud d'un climat polaire à un climat subtropical. On a établi l'existence d'une calotte glaciaire dans différentes parties de la Pangée : en Amérique du Sud, en Afrique du Sud, aux Indes et en Australie.
6. La correspondance des structures géologiques.
- Cela n'est pas tout que les pièces d'un puzzle s'emboîtent bien, encore faut-il obtenir une image cohérente. Dans le cas du puzzle des continents, non seulement y a-t-il une concordance entre les côtes, mais il y a aussi une concordance entre les structures géologiques à l'intérieur des continents, un argument lourd en faveur de l'existence du méga continent Pangée.
La correspondance des structures géologiques entre l'Afrique et l'Amérique du Sud appuie l'argument de Wegener.
La carte ci-dessous montre la répartition des blocs continentaux (boucliers) plus vieux que 2 Ga (milliards d'années) selon la géographique actuelle.
Le rapprochement des deux continents (carte ci-dessous a droite) montre qu'en fait les deux petits morceaux des zones de Säo Luis et de Salvador se rattachent respectivement aux boucliers ouest-africain et angolais, et qu'il y a aussi une certaine continuité dans le grain tectonique des chaînes plus récentes qui viennent se mouler sur les boucliers.
7. Les arguments climatiques
On observe, sur certaines portions des continents actuels, des marques de glaciation datant d'il y a 250 millions d'années, indiquant que ces portions de continents ont été recouvertes par une calotte glaciaire. Il est plus qu’improbable qu'il ait pu y avoir glaciation sur des continents se trouvant dans la zone tropicale (sud de l'Afrique, Inde). De‘ plus, il est anormal que l'écoulement des glaces, dont le sens est indiqué par les flèches, se fasse vers l'intérieur d'un continent (des points bas vers les points hauts; cas de l'Amérique du Sud, de l'Afrique, de l'inde et l'Australie) n'est donc pas cohérente.
Tous ces faits indiquent donc que les continents ne sont pas fixes. Ils se déplacent alors en raison d'une poussée dont l'origine est située dans le rift océanique.
L'originalité de Wegener tient donc dans sa double démarche de critique des modèles statiques et de justification "tout azimut" de son hypothèse. Cependant, il ne s'étend pas sur les causes de la dérive des continents, ce qui déforcera rapidement sa position Il suggéré seulement que le mouvement des continents vers l'équateur pourrait être dû à un effet gravitationnel lié à la ferme aplatie de la Terre aux pôles et leur mouvement vers l'ouest à la force des marées.