Géologie
La
dynamique de la Terre
Sommaire
1 La tectonique des plaques
1.1 Historique de la théorie : de l’hypothèse
au modèle
1.2 Les preuves du mouvement des plaques
1.2.1 Les apports fondamentaux du magnétisme
terrestre
1.2.2 Etude des dépôts sédimentaires
1.2.3 Le volcanisme de point chaud
2 La divergence et les phénomènes liés
2.1 La formation de la lithosphère océanique
2.1.1 Le magmatisme des dorsales
2.1.2 La lithosphère océanique et son évolution
2.2 Les marges passives et l'océanisation
2.2.1 Topographie des fonds océaniques
2.2.2 Morphologie d'une marge passive
2.3 Du rift continental au domaine océanique
2.4 La lithosphère océanique se modifie en
s’éloignant de la dorsale
2.4.1 Des modifications de la composition chimique
2.4.2 Des modifications de la densité
3 Le moteur du mouvement des plaques
3.1 L'origine de la chaleur interne du globe
3.1.1 Une chaleur emmagasinée lors de la formation
de la Terre
3.1.2 Une chaleur libérée par la désintégration
d'isotopes radioactifs
3.2 La dissipation en surface de la chaleur
interne
3.2.1 Le flux géothermique
3.2.2 Le gradient géothermique
3.3 Les points chauds, des manifestations
ponctuelles de la convection
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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).
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