Géologie

La dynamique de la Terre

ATTENTION :

Le cours n'est pas illustré ! Je rajouterais des images petit à petit.

Niveau requis : Premiere S ou des bases en géologie.

Les zones actives de la planète, notamment par leur sismicité et leur volcanisme forment des ceintures relativement étroites qui délimitent de vastes surfaces stables : les plaques lithosphériques. Il existe 12 plaques lithosphériques d'une centaine de km d’épaisseur en moyenne. Ces plaques se déplacent les unes par rapport aux autres et changent sans cesse de superficie. Les mouvements et les modifications qu’elles subissent dépendent des phénomènes qui ont lieu à leurs frontières.

La tectonique des plaques

Historique de la théorie : de l’hypothèse au modèle

En 1910 A. Wegener émet l’hypothèse qu’autrefois les continents étaient réunis en un supercontinent : la Pangée. La place qu’ils occupent actuellement résulterait donc d’un déplacement. Autrement dit il y aurait une mobilité des continents qu’il nomme « dérive des continents ».

Ces arguments sont de différents ordres :

• géographiques : les formes des continents sont grossièrement complémentaires
• géologiques : il existe des structures géologiques de même type et de même âge localisées sur des continents aux cotes complémentaires
• paléoclimatiques : on observe par exemple des traces de glaciation de même âge (250 Ma) sur des continents actuellement situés dans la zone tropicale
• paléontologiques : on trouve actuellement de part et d’autre de l’atlantique des fossiles très peu répandus de même âges (240 à 260 Ma) qui n’ont pu traverser l’Atlantique.

De tels déplacements sur des périodes longues nécessitent un moteur et c’est sur ce point que Wegener ne réussit pas à convaincre ces contemporains. Après être tombé dans l’oubli pendant plusieurs dizaines d’années cette théorie est reprise à la lumière de nouvelles découvertes et elle sera l’inspiratrice du modèle actuel de la tectonique des plaques admis depuis 1968.

D’après ce modèle la terre est constituée d’une lithosphère découpée en plaques rigides limitées verticalement par la LVZ et horizontalement par des frontières de plaques. Ces frontières peuvent correspondre soit à des zones en extension : il s’agit alors de dorsales océaniques ; soit à des zones en compression : zones de subduction, chaînes de montagne. Enfin il est possible qu’un mouvement de coulissage se produise au niveau de certaines frontières : il s’agit alors de failles transformantes. Les plaques lithosphériques solides sont ainsi mobiles sur l’asthénosphère ductile.

Les preuves du mouvement des plaques

Les apports fondamentaux du magnétisme terrestre

Une recherche systématique de la position du paléopôle à partir d’échantillons de roches prélevés sur le même continent mais d’âges variés a montré une « dérive des paléopôle » au cours du temps.

Comme on a montré par ailleurs que l’axe magnétique du globe n’a pas bougé au cours des temps géologique, on est contraint d’admettre que c’est le continent qui s’est déplacé et pas le pôle. De plus, des études menées sur des roches issues de continents différents ont montré que les continents s’étaient déplacés les uns par rapport aux autres. Un modèle de formation du plancher océanique a été mis en place en 1963 par Vine et Matthews : ils proposent une formation du plancher océanique par une montée permanente du magma basaltique dans l’axe des dorsales. Les basaltes les plus anciens étant ainsi repoussés de part et d’autre de la dorsale. L’étude des anomalies magnétiques a permis de vérifier ce modèle. En effet on constate la correspondance entre la succession des bandes d’anomalies positives et négatives du plancher et la chronologie des inversions magnétiques établies par ailleurs.

Etude des dépôts sédimentaires

Des sondages profonds effectués en milieu océanique ont montré que plus on s’éloigne de l’axe de la dorsale plus l’épaisseur des sédiments est importante et plus les couches sédimentaires directement au contact des basaltes sont âgées. Ces couches sédimentaires les plus profondes ont de plus le même âge que les basaltes qu’elles recouvrent. Un dépôt sédimentaire recouvre ainsi les basaltes au fur et à mesure qu’ils s’éloignent de la zone où ils se sont formés.

Le volcanisme de point chaud

Les volcans intra plaques proviennent de l’activité d’un point chaud, c'est-à-dire d’une région fixe du manteau profond qui envoie du matériel chaud vers la surface. Cet apport de chaleur est à l’origine d’un volcanisme particulier. Lorsqu’une plaque lithosphérique se déplace au dessus d’un point chaud, cela donne un alignement volcanique d’âge croissant. Le volcanisme actif occupant l’extrémité la plus jeune.

La divergence et les phénomènes liés

La formation de la lithosphère océanique

Le magmatisme des dorsales

La lithosphère océanique et son évolution

La lithosphère s'épaissit en s'éloignant de la dorsale, car elle se refroidit, donc le manteau supérieur se refroidissant devient rigide. De plus on a une épaisseur de plus en plus importante de sédiment sur les fonds océaniques.

On ne trouve pas de plancher océanique d'âge à 200 Ma, car en vieillissant, il va s'enfoncer dans l'asthénosphère de part sa densité trop importante, au niveau des zones de subduction.

Au cours de son déplacement, en s'éloignant de la dorsale vers les marges, la lithosphère océanique "épaissit et s'enfonce, ce qui entraîne un approfondissement des fonds océaniques.

En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique se refroidit ainsi que l'asthénosphère sous-jacente.

La limite lithosphère/asthénosphère étant une limite thermique, il en résulte un épaississement de la lithosphère océanique.

Les marges passives et l'océanisation

Topographie des fonds océaniques

Les marges passives sont constituées par trois unités morphologiques :

• le plateau continental
• le talus continental
• le glacis (liaison entre la marge et les fonds abyssaux)

C'est le domaine de transition entre continent et océan.

Morphologie d'une marge passive

L’étude des marges passives est facilitée par l’emploi de deux techniques :

• Principe de sismique réflexion

En sismique marine, on utilise un canon à air qui éjecte une bulle d'air sous pression dans l'eau de mer qui engendre un train d'ondes P.

Une série de capteurs (hydrophones) traînés derrière le bateau enregistrent les ondes réfléchies par les différentes interfaces rencontrées. On obtient un profil de sismique réflexion : c'est une juxtaposition de petits sismogrammes rangés cote à cote verticalement. On noircit la surface positive des sismogrammes dont la juxtaposition fait apparaître les réflexions comme des lignes noires.

En sismique réfraction on mesure les vitesses des ondes réfractées par le milieu

La sismique réfraction permet grâce aux vitesses des ondes de définir la nature des roches traversées

La sismique réflexion permet de déterminer l'épaisseur des différentes couches traversées, et de préciser la forme et la nature des structures traversées (failles, plis…).

Ainsi sur les bords d’une marge passive on peut observer des failles normales qui découpent la croûte continentale en blocs, avec trois couches de sédiments bien distinctes par dessus.

Les blocs ont glissés les uns par rapport aux autres, le long des failles.

• Les sédiments au sommet des blocs basculés sont antérieurs à l'extension (pré rift)

• les sédiments en éventail sont syn-rift

• les sédiments qui recouvrent l'ensemble sont post-rift.

La fin de la formation de cette marge Atlantique correspond à la fin du crétacé inférieur (100 Ma).

Les blocs basculés avec des failles normales sont la preuve d'une tectonique en extension. Une marge passive est le prolongement immergé du continent.

Du rift continental au domaine océanique

La formation d'une marge résulte de l'amincissement de la croûte continentale jusqu'à sa rupture suivie de la formation de croûte océanique basaltique entre les deux bords faillés de l'ancien continent.

La lithosphère océanique se modifie en s’éloignant de la dorsale

Des modifications de la composition chi­mique

La jeune croûte océanique, très fracturée, est le siège d'une circulation intense d'eau de mer. Cette circulation hydrothermale est à l'origine de modifications chimiques importantes des roches du plancher. Les minéraux des basaltes, des gabbros et des péridotites sont altérés : pla­gioclases transformés en argiles, pyroxènes et olivines (péridots) remplacés par de la serpentine. Cette altéra­tion correspond à une hydratation des minéraux, c'est-à-dire à une incorporation de radicaux hydroxyles (OH-) qui étaient absents dans les feldspaths, pyroxènes et olivines primaires.

Par ailleurs, les eaux qui circulent dans le plancher s'échauffent considérablement et se chargent en divers éléments chimiques (Fe, Mn, Zn, Cu, S...). En remontant vers la surface, elles donnent naissance à des sources hydrothermales qui expulsent, dans l'eau froide des fonds océaniques, des eaux très chaudes (jusqu'à 350 °C). Ces sources déposent des sulfures de fer, de cuivre, de zinc... formant ainsi des cheminées qui peuvent atteindre plusieurs dizaines de mètres de haut.

Les circulations hydrothermales dans la croûte océa­nique ont donc plusieurs conséquences : elles hydratent les minéraux du plancher et elles transfèrent des élé­ments chimiques de la croûte océanique vers l'océan. Ces circulations évacuent aussi beaucoup de chaleur et participent activement au refroidissement du plancher océanique.

Des modifications de la densité

Au niveau des dorsales, la lithosphère océanique, bom­bée, mince et chaude, « flotte » sur l'asthénosphère. En s'éloignant de l'axe de la dorsale, la lithosphère se refroidit lentement. Son épaisseur ainsi que sa densité augmentent. Par voie de conséquence, la lithosphère océanique s'enfonce progressivement dans l'asthéno­sphère.

Plus le plancher océanique est éloigné de la dorsale, donc plus il est ancien, plus il a tendance à s'enfoncer dans le manteau sous-jacent. A l'approche des conti­nents, le plancher océanique devient plus épais et la couche d'eau qui le surmonte est elle-même plus épaisse : certaines marges continentales sont même marquées par une fosse profonde (par exemple, la bor­dure Pacifique du continent américain). Ces fosses témoignent d'une rupture de la « flottaison » de la lithosphère sur l'asthénosphère : la lithosphère océanique

Le moteur du mouvement des plaques

Les manifestations volcaniques sont une preuve évi­dente de la présence de matériaux à haute température à l'intérieur du globe terrestre. Quelle est l'origine de cette chaleur interne ? Comment est-elle évacuée vers la surface ?

L'origine de la chaleur interne du globe

Une chaleur emmagasinée lors de la for­mation de la Terre

Au cours de la formation de la planète par accrétion, les multiples impacts des corps célestes (météorites, asté­roïdes, planétoïdes) qui se sont agrégés ont dégagé une énorme quantité de chaleur. Lorsque la planète primi­tive a acquis sa taille à peu près définitive, il y a 4,5 milliards d'années, elle était constituée de matériaux en fusion : c'était la Terre magmatique. Si les couches super­ficielles ont assez rapidement évacué cette « chaleur ini­tiale » et se sont donc refroidies pour former une croûte, ce processus a été beaucoup plus lent pour les couches internes recouvertes d'un « manteau isolant » et il se poursuit encore à l'heure actuelle. Néanmoins, cette source de chaleur est très secondaire par rapport à d'autres mécanismes producteurs de chaleur.

Une chaleur libérée par la désintégration d'isotopes radioactifs

La désintégration de certains isotopes radioactifs est la source essentielle de chaleur interne du globe. Ces élé­ments étaient présents dans les matériaux qui ont formé la Terre par accrétion et, au cours de la différenciation de la planète, ils se sont concentrés dans les couches externes. Leurs teneurs dans les roches sont toujours infimes : de quelques parties pour mille à quelques par­ties par million. Elles atteignent leurs valeurs les plus élevées dans la croûte continentale granitique ; leurs teneurs sont nettement plus faibles dans la croûte océa­nique basaltique et surtout dans les roches du manteau. Toutefois, le volume de cette dernière enveloppe est considérable par rapport à celui de la croûte, si bien que la chaleur produite par l'ensemble du manteau terrestre est du même ordre de grandeur que celle produite par les enveloppes superficielles.

Le mécanisme de la désintégration est bien connu : le noyau atomique instable des isotopes radioactifs se « fragmente » spontanément. Ce mécanisme complexe s'accompagne d'une libération importante de rayonne­ments et de chaleur (c'est cette énergie qui est utilisée dans les centrales nucléaires).

Chaque isotope a sa propre cadence de désintégration : c'est sa période radioactive, c'est-à-dire le temps néces­saire pour qu'une moitié des atomes présents à un moment donné se soient désintégrés. Les isotopes dont la participation au dégagement de chaleur interne est la plus importante sont l'uranium 238 (238U), le thorium 232 (232Th) et le potassium 40 (4QK). Leurs périodes radioactives sont très longues : par exemple, 4,5 milliards d'années pour 238U (cela signifie que depuis la formation de la Terre, la moitié seulement du 238U présent au départ s'est désintégrée).

La production de chaleur interne par radioactivité a donc décru depuis le début de l'histoire de la Terre mais reste importante : la puissance thermique du globe (la chaleur produite à chaque seconde) est actuellement de l'ordre de 40 térawatts (40. 1012 watts). Comment est évacuée cette chaleur ?

La dissipation en surface de la chaleur interne

A la surface du globe, deux types de manifestations cor­respondent à la dissipation de l'énergie interne d'une part un flux de chaleur continu au travers de la croûte, d'autre part des événements ponctuels et épisodiques, les tremblements de terre et les manifestations volcaniques. Malgré le caractère brutal de ces événements, l'énergie dégagée à l'occasion de ces cataclysmes ne représente en moyenne que quelques centièmes du flux géothermique.

Le flux géothermique

Le flux thermique mesuré en surface correspond à la fuite de la chaleur qui a diffusé par conduction à travers les roches de la croûte terrestre. Les mesures réalisées permettent d'estimer que ce flux de chaleur a une valeur moyenne de 80 mW.m-2 (soit l'équivalent de la chaleur rayonnée par une lampe de 50 watts à travers une surface de 625 m2). Remarquons que cette valeur est infime par rapport à la chaleur reçue du Soleil puis rayonnée dans l'espace qui est, elle, est de l'ordre de 240 W.m-2 (soit 3 000 fois plus importante).

Le flux géothermique est en fait très variable d'une région à l'autre : faible au-dessus des masses continen­tales, plus élevé au niveau des planchers océaniques, il est particulièrement important à l'aplomb des dorsales.

Ces variations sont en relation avec la plus ou moins grande proximité en profondeur de matériaux à haute température.

Le gradient géothermique

Le gradient géothermique mesure l'augmentation de température des roches du sous-sol avec la profondeur. On ne dispose de mesures directes que pour les premiers kilomètres de profondeur de la croûte. La valeur mesu­rée est de l'ordre de 20 à 30 °C par kilomètre dans la croûte continentale.

Les données sismiques permettent par ailleurs d'établir la profondeur à laquelle les matériaux du manteau supérieur deviennent ductiles (déformables) car ils sont à une température de l'ordre de 1350 °C. Cet isotherme, qui marque la limite lithosphère - asthénosphère, se situe à une centaine de kilomètres de profondeur sous les continents ; il est beaucoup plus proche de la surface sous le plancher océanique et particulièrement superfi­ciel au niveau des dorsales.

Il est ainsi possible de construire le géotherme, c'est-à-dire la courbe présentant les températures possibles des roches de la lithosphère aux différentes profondeurs.

La valeur élevée du gradient géothermique dans les couches superficielles du globe est en relation avec le fait que l'essentiel de la chaleur interne y est transmis par conduction (c'est-à-dire par vibration des atomes sans déplacement de matière) à travers des roches mau­vaises conductrices de la chaleur.

Si le gradient géothermique constaté en surface se maintenait en profondeur, les températures atteindraient plusieurs dizaines de milliers de degrés à la limite noyau - manteau. Or, ce n'est pas le cas : on dispose de données indirectes qui permettent de fixer cette température aux environs de 3 000 °C. Le gradient thermique est donc particulièrement faible dans le manteau terrestre (de l'ordre de 0,5 °C par kilomètre) ce qui suppose, au niveau de cette enveloppe, un mécanisme beaucoup plus effi­cace d'évacuation de la chaleur interne.

La convection du manteau mécanisme dissipateur de l’énergie interne et moteur de la tectonique des plaques.

Des mouvements convectifs s’observent dans un milieu déformable lorsqu’un matériau chaux et peu dense est surmonté par un matériau froid et plus dense. Une telle

situation est instable : le matériau chaud s'élève (et se refroidit), le matériau froid s'enfonce (et s'échauffe). Une circulation de matière s'organise alors en cellules de convection. Ce mécanisme évacue la chaleur vers la surface et tend à uniformiser la température du milieu, auquel cas les mouvements s'arrêtent. Ils peuvent tou­tefois être entretenus si on continue à chauffer en profondeur.

Dans le manteau terrestre, la situation est conforme au modèle décrit ci-dessus :

• du matériel chaud monte de la profondeur à l'aplomb des dorsales océaniques ;

• ce matériel se refroidit et s'éloigne des dorsales, la croûte s'épaississant et devenant de plus en plus dense au cours de cette translation ;

• du matériel froid et dense plonge dans le manteau dans d'autres régions du globe, les zones de subduction. On peut donc localiser assez bien les régions superfi­cielles des cellules convectives. En revanche, une incertitude demeure en ce qui concerne la profondeur à laquelle se ferment ces cellules. Pour certains spécia­listes, ces cellules convectives descendent jusqu'à la limite entre manteau et noyau. Pour d'autres, la circu­lation convective du manteau s'organise plutôt sur deux étages superposés :

• un niveau supérieur qui intéresse l'asthénosphère jusque vers 670 km de profondeur ;

• un niveau inférieur où est brassé le manteau profond.

Ce mécanisme de convection thermique assure un trans­port efficace de la chaleur interne par mouvement de matière. La tectonique des plaques est une manifesta­tion au niveau de la lithosphère de ces déplacements de matière dans le manteau.

Les points chauds, des manifestations ponctuelles de la convection

Les spécialistes interprètent ces données en imaginant que le point chaud profond (sans doute au voisinage de la frontière avec le noyau) est à l'origine de l'ascen­sion d'une colonne convective de matériau chaud et moins dense que les roches environnantes. En montant rapidement (de quelques dizaines de centimètres par an), ce matériau transporte une énorme quantité de chaleur. Arrivé à une centaine de kilomètres de la surface, il subit, du fait de la chute de pression, une fusion partielle qui produit des magmas ; ceux-ci perforent périodiquement la lithosphère et donnent naissance à des éruptions basaltiques massives (plateaux océa­niques, trapps, alignements insulaires).

Une analyse plus précise de la chronologie et de l'in­tensité des éruptions suggère que les premières émis­sions sont beaucoup plus massives que les suivantes.

Cette observation peut s'interpréter de la façon suivante : la colonne ascendante aurait une forme de panache surmontant une queue plus étroite. Le panache atteignant en premier la zone de fusion, la production de magma est alors colossale. Elle diminue ensuite lorsque c'est la queue qui atteint la zone de fusion.

On estime que les points chauds émettent en moyenne quelques 4 km3 de magmas par an (à comparer aux 20 km3 produits par les dorsales).