Chapitre V : Structure de la terre, volcanisme, séismes et tectonique des plaques

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1 Chapitre V : Structure de la terre, volcanisme, séismes et tectonique des plaques Structure de la terre Seule la partie superficielle de la terre est susceptible de prises d'échantillons ; les forages les plus profonds ne dépassant pas 12 km. La constitution interne ne peut être connue qu'indirectement par la construction de modèles géophysiques. Ces modèles donnent sans doute une image «simplifiée» de la réalité. L approche de la propagation des ondes a eu une influence déterminante pour la connaissance de la structure de la terre. Structure de la Terre 1. croûte continentale 2. croûte océanique 3. manteau supérieur 4. manteau inférieur 5. noyau externe 6. noyau interne A: Discontinuité de Mohorovicic B: Discontinuité de Gutenberg C: Discontinuité de Lehmann 1

2 Habituellement, on distingue trois couches concentriques, elles-même subdivisées : 1. Noyau Le noyau qui représente environ 16 % du volume de la terre est lui-même composé de deux parties : - le noyau interne ou graine, solide et à haute température (5.000 C). Il est essentiellement formé d'une masse de fer pur contenant plus ou moins 4 % de nickel ; - le noyau externe liquide (3.500 à C) dont la composition est semblable à celle du noyau interne, enrichie en soufre et en oxygène. Les astrophysiciens présument que l'origine du magnétisme terrestre est liée à la présence de cette zone liquide au sein du globe. Il est séparé du noyau interne par la discontinuité de Lehmann. 2. Manteau Le manteau est une enveloppe qui représente 82 % du volume de la terre et dont la composition est dominée par la présence de silicates et d'oxydes. La discontinuité de Gutenberg sépare cette couche du noyau. Une grande hétérogénéité caractérise cette couche. A son tour, le manteau est subdivisé en trois parties : - Le manteau inférieur ou mésosphère est la couche la plus épaisse de la terre. Sa structure est dense et rigide due aux pressions élevées ; 2

3 - Le manteau moyen ou asthénosphère (du grec asthenos = sans résistance) (2.800 à C) est formé de matériel visqueux (silicates de fer et de magnésium associés à des oxydes) susceptible de se déformer. C'est dans cette zone que naissent les magmas et que se forment des courants de convection (transferts de chaleur). Cependant, il existe des modèles de convection «à deux niveaux» faisant également intervenir le manteau inférieur. La profondeur de l asthénosphère est comprise entre 70 et 150 km sous la surface terrestre jusqu à 700 km de profondeur ; - Le manteau supérieur constitué de roches solides. 3. Croûte La croûte est séparée du manteau par la discontinuité de Mohorovicic (Moho) et est caractérisée par une densité plus faible ( = 2,8) et par une grande hétérogénéité. La profondeur du Moho est fort différente selon qu'on se situe en domaine océanique ou en domaine continental. Sous les océans, elle est située à km de profondeur alors qu'elle est, en moyenne, à 35 km sous les continents. L'ensemble formé par la croûte et la partie supérieure du manteau est appelé lithosphère. La croûte océanique est surtout constituée par une couche basaltique, sous une mince couche de sédiments alors que la croûte continentale a une composition beaucoup moins régulière et se caractérise par l'abondance de granite. Huit éléments chimiques constituent la quasi-totalité de la croûte terrestre : oxygène, silicium, aluminium, fer, calcium, sodium, potassium et magnésium (constituants des silicates et de la silice). Core = noyau Mantle = manteau Crust = croûte Inner core = noyau interne Outer Core = noyau externe Mesosphere : mésosphère Asthenosphere : asthénosphère Lithosphere = lithosphère (croûte + mant. sup). 3

4 La planète "Terre" en quelques chiffres Age : 4,6 milliards d'années Forme: sphère aplatie aux deux pôles Rayon polaire: Km Rayon équatorial: Km Superficie: Km 2 Surface des continents : km 2 (3/10) Surface des océans : km 2 (7/10) Plus de 71 % de la surface du globe terrestre sont couverts par les océans dont le Pacifique est le plus grand et 29 % sont couverts par des masses continentales dont 65 % sont situées dans l'hémisphère nord (boréal). La profondeur moyenne des océans est d'environ 4 km (profondeur la plus grande : fosse des Mariannes, dans l océan Pacifique à l est du Japon et des Philippines : 11 km). L'altitude moyenne des continents est de 900 m. Manifestations énergétiques à la surface de la terre La surface du globe est le siège de manifestations énergétiques : - les séismes ou tremblements de terre (manifestation d'énergie mécanique) ; - les volcans qui correspondent à des transferts de matière. La répartition de ces phénomènes à la surface du globe n'est pas due au hasard ; il est aisé de mettre en évidence des zones remarquables, actives sur le plan tectonique. 4

5 Séismes ou tremblements de terre Il arrive que la terre tremble, que les constructions s'écroulent, que les routes se fissurent En 1970, Yungay, dans les Andes péruviennes disparut sous un amoncellement de rocs et de terre qui descendit des sommets voisins. En 1923, le séisme de Tokyo fit morts contre 700 à San Francisco en 1906 pour un tremblement de la même ampleur. Un séisme est une manifestation en surface d un ébranlement en profondeur. C est un phénomène rapide qui n'excède pas quelques minutes voire quelques secondes. Tremblement de terre d Agadir Maroc (1960) : magnitude 6, 7 5

6 Séisme des Abruzzes Italie (2009) : magnitude 6,3 On appelle épicentre le point en surface où l'effet du phénomène est maximal et autour duquel il décroît de façon régulière. L'hypocentre est, quant à lui, l endroit où se produit l'ébranlement lorsque les forces de cisaillement des roches dépassent celles qui assurent leur cohésion. Il peut être situé à plusieurs dizaines de km sous la surface. Le sismographe est un appareil qui permet d'enregistrer les ondes sismiques (mouvement du sol) en l enregistrant sur un support visuel. (Souvent couplé avec des amplificateurs). 6

7 Principe de fonctionnement Un sismographe est constitué d'une masse très lourde placée sur une barre fixée à une de ses extrémités et qui pivote dans un plan horizontal (pour mesurer la composante horizontale du déplacement). La masse est reliée au bâti par un ressort. Un aimant, fixé au bâti, entoure le bas du ressort afin de stabiliser la masse après les secousses et ainsi éviter que le sismographe n'enregistre des tremblements après la fin du séisme. La masse, en raison de son inertie, ne bouge pas alors que le bâti de l'appareil, fixé au sol, accompagne les mouvements du séisme. La barre pivotante est reliée à un crayon qui enregistre les mouvements sur un papier déroulant. En cas de séisme, le papier bouge sous le crayon, le dessin ainsi produit est appelé sismogramme. La plupart du temps, un sismographe est isolé du monde extérieur pour éviter des perturbations dans les mesures (vent, pression atmosphérique). Le sismogramme est un graphique mettant en relation l ampleur des vibrations reçues au cours du temps. Plusieurs échelles classent les séismes en fonction de leur niveau d'intensité. L'échelle de Richter (du nom de son inventeur californien Charles Francis Richter ) mesure l énergie libérée (magnitude) sous forme d ondes. La magnitude est calculée à partir de la mesure de l amplitude du mouvement du sol. L échelle de Richter est une échelle logarithmique c est-à-dire qu il existe une grande différence d un niveau à l autre. Ainsi, par exemple, les ondes d un séisme de magnitude 6 ont une amplitude 10 fois plus grande que celles d un séisme de magnitude 5 et le séisme de magnitude 6 libère 30 fois plus d énergie que celui de magnitude 5. L échelle de Richter est ouverte c est-à-dire sans limite supérieure connue. Le séisme le plus fort, jamais mesuré, eut lieu au Chili le 22 mai 1960 avec une magnitude qui atteignit 9,5. 7

8 L'échelle de Mercalli est une échelle d intensité qui se base, quant à elle, sur l'ampleur des effets sur le terrain. Les%20s%E9ismes_fichiers/1.33.gif 8

9 Quand un tremblement de terre se produit, des vibrations se propagent comme les rides à la surface de l'eau quand on y jette une pierre. La localisation de l épicentre d un tremblement de terre s effectue par triangulation en recoupant le temps mis par les ondes pour atteindre trois stations de contrôle. En 1909, lors du séisme de Croatie, le chercheur Mohorovicic montra qu'il existait une discontinuité importante, par ses calculs sur les ondes, entre les roches de la croûte terrestre et celles du manteau sous-jacent. On appelle cette discontinuité du nom de ce même chercheur. Certaines ondes (type S) ne se propagent que dans les solides ; il existe au centre de la terre une zone où on ne les perçoit pas ce qui fait supposer que cette zone se comporte comme une masse liquide. Les vibrations, lors d'un séisme, se propagent dans toutes les directions. On distingue deux types d'ondes : les ondes de volume qui traversent la Terre et les ondes de surface qui se propagent à sa surface. Ondes de volume Elles se propagent à l'intérieur du globe. Leur vitesse de propagation dépend du matériau traversé et, d'une manière générale, cette dernière augmente avec la profondeur car le matériau traversé devient plus dense. On distingue : - Les ondes P ou ondes primaires appelées aussi ondes de compression. Le déplacement du sol qui accompagne leur passage se fait par des dilatations et des compressions successives. Ces déplacements du sol sont parallèles à la direction de propagation de l'onde. Ce sont les plus rapides (6 km/s près de la surface) et donc les premières à être enregistrées sur les sismogrammes. Elles sont responsables du grondement sourd que l'on peut entendre au début d'un tremblement de terre. - Les ondes S ou ondes secondaires appelées aussi ondes de cisaillement ou ondes transversales. A leur passage, les mouvements du sol s'effectuent perpendiculairement au sens de propagation de l'onde. 9

10 Ces ondes ne se propagent pas dans les milieux liquides ; elles sont en particulier arrêtées par le noyau externe de la Terre. Leur vitesse est de 4 km/s. Elles apparaissent en second sur les sismogrammes. La différence des temps d'arrivée des ondes P et S suffit, connaissant leur vitesse, à donner une indication sur l'éloignement du séisme. On peut ainsi localiser son épicentre à l'aide de trois sismogrammes (voir schéma ci-dessus). Ondes de surface Ce sont des ondes guidées par la surface de la Terre. Leur effet est comparable aux rides formées à la surface d'un étang lorsqu on y lance une pierre. Elles sont moins rapides que les ondes de volume mais leur amplitude est généralement plus forte. On peut distinguer : - L'onde de Love (L) : c'est un anglais Augustus Edward Hough Love qui a découvert son existence en Son déplacement est comparable à celui des ondes S sans le mouvement vertical. Les ondes de Love provoquent un ébranlement horizontal qui est la cause de nombreux dégâts aux fondations d'un édifice qui n'est pas une construction parasismique. Les ondes de Love se propagent à environ 4 km/s. - L'onde de Rayleigh (R) : elle a été découverte par John William Strutt Rayleigh en Son déplacement est complexe, assez semblable à celui d'une poussière portée par une vague, constituant un mouvement à la fois horizontal et vertical. 10

11 Les séismes n'ont pas lieu n'importe où ; les zones sismiques se répartissent en trois grands ensembles : - Une ceinture autour du Pacifique (4/5 des séismes) ; - Une ligne Alpino-Himalayenne, des Acores à la Chine ; - Des lignes médio-océaniques au milieu de l'atlantique ainsi que de l'océan Indien à l'est du Pacifique. Nous verrons que cette répartition correspond grosso modo aux régions volcaniques. Les tremblements de terre les plus violents auraient lieu au niveau des dorsales océaniques. 11

12 Volcanisme Les éruptions volcaniques ont de tout temps fasciné l'imagination des hommes. En 79 après J.C., le Vésuve se réveilla et ensevelit de ses cendres Herculanum et Pompéi. La Montagne Pelée en Martinique, le Piton de la Fournaise à la Réunion, le Pinatubo aux Philippines et le Mont Saint Helens dans l ouest américain ont aussi gravé les mémoires de leurs désastres. A côté, les Puits auvergnats semblent bien paisibles eu égard à l'intense activité volcanique qui a régné dans cette région. Matériaux émis par un volcan Les matériaux émis par un volcan peuvent être gazeux, fluides ou solides. a. L'activité gazeuse est souvent importante ; la vapeur d'eau prédomine mais les gaz contiennent aussi du gaz carbonique, de l ammoniaque, du sulfure d hydrogène, etc. Ces gaz pressent d'autres matériaux à l'image du bouchon d'une bouteille de champagne. b. La lave est une masse de roches fondues, plus ou moins fluides, de l'ordre de 800 à C. Elle s'écoule du cratère ou d'une autre bouche d'émission du volcan. En se refroidissant, la lave se transforme en roche volcanique. 12

13 Coulée de lave Le degré d'acidité détermine plusieurs types de laves. Les laves basiques, les plus fréquentes, sont fluides et s'écoulent facilement tandis que les laves acides sont visqueuses et progressent difficilement. Parfois, la lave est si visqueuse qu'elle forme un dôme ou une aiguille au dessus du cratère (formation d un dyke après érosion). c. Les matériaux solides varient considérablement dans leurs dimensions. Les blocs sont arrachés aux parois de la cheminée tandis que les bombes volcaniques sont des amas de lave qui se refroidissent et se solidifient en retombant. Bombe volcanique en chou-fleur : puits de Lemptegy (Auvergne) bombe+volcanique+en+choux-+fleur.jpg 13

14 Les pierres ponce sont très poreuses et leur densité leur permet même de flotter sur l eau. Les scories : projections de plus ou moins 10 cm de diamètre. Les lapilli (du latin lapillus «petite pierre») sont des projections poreuses (fragment de lave) de quelques mm de diamètre. Puits de Lemptegy (Auvergne) dépôts de lapilli 14

15 En France, dans les monts d Auvergne, l exploitation commerciale des lapilli est connue sous le nom de pouzzolane. Très poreux, ce matériau sert pour la réalisation d assises de route, pour la construction (parpaings) ainsi qu en jardinerie. Les très fines particules constituent les cendres. Un mélange de gaz chauds avec des cendres et des blocs peut former une nuée ardente particulièrement destructrice. Nuée ardente : La Soufrière Les volcans mettent en communication les zones profondes de l'écorce terrestre avec la surface. Il existe plusieurs types de volcans qui se différencient par : - le cône formé par les projections et coulées successives ; - le cratère, sorte d'entonnoir ; - la présence éventuelle d'orifices secondaires ; - la cheminée. 15

16 La partie interne des volcans est formée de grandes fissures en relation avec le magma profond. Il existe plusieurs types de volcans : Type hawaien Les laves fluides, basaltiques et pauvres en silice s'écoulent librement sur le flanc du volcan parfois jusqu à des dizaines de km ; le dégazage est aisé et il y a peu ou pas d'explosions et de projections. Le cratère ne peut être qu une longue fissure. Les éruptions de ce type sont relativement peu dangereuses sauf lorsque les coulées de lave atteignent les constructions humaines. L évacuation de la population reste possible. Le Kilauea à Hawaï en est un exemple. Type strombolien Le volcan de type strombolien émet des laves moyennement fluides sous forme de coulées. C'est un volcan bien conique formé par une alternance de coulées et de projections comme des scories ou des bombes volcaniques. Un nuage de cendres peut s élever à quelques centaines de mètres de hauteur. Le Stromboli, dans les îles Eoliennes, au nord de la Sicile, est cité en exemple. 16

17 Type vulcanien Le Stromboli Les laves basaltiques fluides s écoulent plus difficilement car elles sont plus acides et le dégazage est moins aisé. Des jets de lave en fusion (fontaine) et des coulées de lave descendent le long du volcan. Des projections de bombes, de pierres ponce et de cendres les accompagnent. Vulcano en Sicile dont la dernière éruption date de

18 Type péléen Les laves acides très visqueuses ne s écoulent pratiquement pas et forment une aiguille ou un dôme. Celui-ci peut exploser sous la pression du magma et engendrer des nuées ardentes. Ces volcans sont aussi très meurtriers à cause de leur imprévisibilité. Ainsi, l éruption de la Montagne Pelée en Martinique, en 1902, fit victimes. Type Plinien (de Pline le Jeune qui décrivit l éruption du Vésuve) La lave acide, très riche en silice, est très visqueuse. La pression augmente dans la chambre magmatique, les gaz ne pouvant se libérer. S ensuivent de violentes explosions et des projections de lave et de cendres jusqu à plusieurs dizaines de km de hauteur jusqu à atteindre la stratosphère (au delà de 10 à 12 km). Le panache volcanique retombe à des dizaines de km autour du point d émission. L éruption du Vésuve en 79 après J.C. fut de celle-là. La majorité des volcans de la ceinture de feu du Pacifique y est également apparentée. 18

19 Volcans de points chauds Les volcans de points chauds se forment au milieu de plaques (voir tectonique des plaques) à partir d une source de magma qui les perfore à l image d un chalumeau. La lave en fusion perce la plaque et jaillit sous forme de volcan. La plaque étant en mouvement, après des millions d années, un archipel d îles volcaniques se forme comme celui d Hawaï sur la plaque Pacifique. Lorsqu ils ne sont plus en contact avec la remontée de magma, les volcans s éteignent et, dans le même temps, de nouveaux se forment. L Islande est une île volcanique située à la fois sur une dorsale océanique et sur un point chaud

20 Evolution des volcans de points chauds Où trouve-t-on les volcans? La répartition de ces phénomènes à la surface du globe n'est pas due au hasard ; il est aisé de mettre en évidence des zones remarquables, actives sur le plan tectonique. La localisation des volcans est assez parallèle à celle des zones sismiques : - la ceinture de feu (ring of fire) du Pacifique ; - la ligne médio-atlantique, du cercle polaire au sud de l'atlantique, se poursuit vers l'antarctique. L'Islande en est un magnifique exemple (= rifts des dorsales océaniques). D autres lignes médio-océaniques sont également le siège de volcans sous-marins ; - la ligne est-africaine (Rift Valley) ; - la zone alpine, dont les volcans d'italie, de France et de la région méditerranéenne. 20

21 Ceinture de feu Vallée du Rift en Afrique 21

22 Les principales régions géothermiques coïncident avec les zones volcaniques Cette répartition des volcans correspond également aux zones instables de l'écorce terrestre ; ces zones sont à mettre en relation avec les zones de fractures que nous évoquerons avec la tectonique des plaques. Dérive des continents et tectonique des plaques En 1911, le scientifique allemand Alfred Wegener formula l'hypothèse que les deux Amériques s'éloignent de l'europe et de l'afrique. L'idée tomba dans l'oubli faute de preuves. Quelques années plus tard, un autre spécialiste des Alpes dit que ces montagnes étaient nées de la collision entre l'afrique et l'europe. Il est facile de remarquer que les continents peuvent s'emboîter les uns dans les autres. La carte des marges continentales est encore plus évocatrice. 22

23 Les roches sédimentaires d'amérique du sud et d'afrique renferment les mêmes fossiles jusqu'à la fin de l'ère primaire. Ensuite, après cette ère, les fossiles diffèrent. Les boucliers continentaux de Scandinavie, du Groenland et du Canada ont les mêmes caractéristiques. Il est admis que les continents ne formaient qu'un seul bloc, la Pangée, jusqu'il y a 225 millions d'années. Il y a 135 millions d'années, l'amérique du nord est séparée de la partie sud du continent primitif. Il y a 80 millions d'années, l'amérique du nord commençait à s'écarter de l'europe. Les continents poursuivent actuellement leur dérive. La preuve de la dérive des continents a été fournie grâce au magnétisme des roches. Quand un volcan émet une lave, celle-ci contient des minéraux ferro-magnésiens qui s'orientent suivant les lignes du champ magnétique terrestre lorsqu'elle se refroidit. Ils gardent définitivement cette direction et constituent de véritables boussoles fossiles. A une époque donnée, la terre n'a pu avoir qu'un seul pôle magnétique à la fois. Deux laves du même âge doivent donc avoir des directions d'aimantation qui convergent vers ce point. Or, ce n'est pas le cas! C'est donc que les roches ont bougé, supportées par les continents qui dérivaient. D'ailleurs, si on fait glisser les continents sur la carte en direction opposée de leur dérive, on retrouve cette concordance des directions magnétiques. 23

24 Tectonique des plaques Nous avons vu que les principales zones sismiques et volcaniques coïncident et sont surtout situées au milieu de l'océan atlantique ou sur le pourtour du Pacifique. La dorsale médio-atlantique sépare l'océan en deux parties symétriques ; elle s'allonge du Spitzberg à l'antarctique. Le fossé d'effondrement rappelle la plaine alsacienne et est formé de roches volcaniques (basaltes) non recouvertes de sédiments ce qui témoigne de leur jeunesse. Lorsqu'on s'éloigne vers les côtes de la dorsale, les couches sédimentaires apparaissent puis s'épaississent ; les dépôts s'y font depuis plus longtemps. Sous ces sédiments, on retrouve les roches basaltiques comme celles qui constituent le rift. Des îles, comme en Islande, peuvent naître en surface du rift. On assiste en réalité à une véritable expansion des fonds océaniques. 24

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26 L Islande : une île volcanique à l aplomb de la dorsale médio-atlantique _image_page.jpg Geysir : un célèbre geyser d Islande Laves en coussins à l aplomb d une dorsale océanique 26

27 A l'ouest de l'amérique du sud, on retrouve une énorme dénivellation entre les sommets de la Cordillère des Andes ( m) et les fosses océaniques de à m de fond. De telles différences existent aussi sur le Pacifique ouest au niveau du Japon. Cette ligne de fosses est le siège de séismes importants, tout comme séismes et volcans qui couvrent la chaîne des Andes. Par contre, cette situation n'existe pas sur la façade atlantique. La côte est de l'amérique du sud est calme et sans système montagneux récent. Schéma de la dorsale médio-atlantique La dérive des continents permet d'expliquer cette situation. L'Amérique du sud s'éloigne de l'afrique et rencontre un obstacle sur son chemin, côté ouest. Il y a collision entre la masse continentale et le fond de l'océan d'où fosses, montagnes, volcans et séismes. La surface du globe est composée d'une mosaïque de plaques rigides en mouvement. Ces plaques s'éloignent, se rapprochent ou glissent les unes sur les autres. 27

28 L'activité de l'écorce terrestre est liée aux frontières de ces plaques. Chaque plaque est composée de deux niveaux ; l'ensemble est appelé lithosphère : - en dessous, la partie supérieure du manteau ; - au dessus, la croûte : basaltique de 5 à 10 km formant le plancher des océans ; granitique de 30 km d'épaisseur qui compose les continents. Les plaques naissent au niveau des rifts par une déchirure (faille) qui se remplit d'apports volcaniques qui font s'écarter les plaques (quelques cm par an). Un rift est appelé zone d'accrétion ou de fabrication du nouveau plancher océanique. Comme deux tapis roulant s'écartant en sens inverse, les planchers océaniques accumulent les sédiments (les zones sédimentaires sont de plus en plus épaisses à mesure qu'on s'éloigne du rift). Certaines plaques comprennent à la fois des planchers océaniques et la croûte continentale. Plusieurs cas de figures peuvent se présenter dans le déplacement relatif des plaques. Le diamètre de la terre ne varie pas ; cela signifie que les apparitions de matériaux doivent être compensées quelque part. Cela se produit quand une plaque océanique butte contre une autre. Une des deux plaques passe sous l'autre et s'enfonce en biais jusqu'à environ 700 km de fond où elle finit par fondre. Les fosses profondes marquent ces zones de subduction ou d'enfoncement. Ces zones sont accompagnées de séismes mais aucun ne dépasse 700 km de profondeur. Répartition des principales fosses océaniques jpg 28

29 carte_monde_.jpg Quand une plaque océanique butte contre une plaque continentale, la première passe sous la seconde car la densité du plancher océanique basaltique ( = 3) est supérieure à celle du plancher continental granitique ( = 2,7). C est la subduction. Une chaîne de montagnes naît à cet endroit, type cordillère des Andes, siège de nombreux volcans et séismes. 29

30 Volcan Chimborazo Equateur cordillère des Andes Quand deux plaques continentales se rencontrent, il y a surrection d'une chaîne montagneuse comme les Alpes ou l'himalaya. Aucune plaque ne passe sous l'autre. Des couches plissées sont fréquentes ce qui n'est pas le cas de la Cordillère. Parfois, des morceaux de planchers océaniques sont portés à haute altitude ce qui témoigne de la présence ancienne d'un océan. Formation des Alpes à l ère tertiaire 30

31 Une plaque casse en deux morceaux qui commencent à s'écarter ; il naît un fossé d'effondrement, siège de volcans. C'est un rift continental du type est africain. Une mer peut éventuellement envahir ce fossé comme la mer Rouge. Moteur de la tectonique des plaques Les matériaux internes du globe sont chauds et soumis à de très fortes pressions d'où leur état visqueux. Des mouvements de convection (transferts de chaleur) dans le manteau font naître les plaques. Le mouvement de convection est celui qu'on peut reconnaître dans un liquide chauffé contenu dans un récipient (mouvement ascendant au centre et descendant contre les parois). Notre planète est donc bien géologiquement vivante... 31

32 Et pour resituer la géographie mondiale : Références bibliographiques Michel François, Roches et paysages ont une histoire. Editions du Bureau de Recherches Géologiques et Minières, TOTAL Edition-Presse. Knight Dinscey, Volcans et tremblements de terre. Adapté par Fauchet Fr., les clefs de la connaissance. Editions Nathan. Encyclopédie visuelle, La Terre. Le Soir, Editions Gallimard. Lécuyer Frédéric & coll., Fabuleux volcans. Editions Artemis Van Rose Susanna, Atlas jeunesse de la terre. Editions du Seuil. Mathon Jean-Louis, Islande. L île entre deux mondes. Analko Editions. 32