SCT4003: Introduction à la géodynamique et la tectonique globale

Ce cours, donné par Fiona Darbyshire (darbyshire.fiona_ann@uqam.ca), explore les concepts fondamentaux de la structure et de la dynamique de la Terre, incluant le développement historique de la tectonique des plaques, la sismologie et la rhéologie des matériaux terrestres.

Horaire et Évaluation du Cours

• Cours magistraux et TP: Du 15 janvier 2026 au 23 avril 2026.
• Semaine de lecture: 5 mars 2026 (aucun cours).
• Examen mi-session: 12 mars 2026 (pondération de 35%).
• Examen final: 30 avril 2026 (pondération de 30%).
• Travaux pratiques: 6 TP, totalisant 35% de la note finale. Le premier TP est le 22 janvier 2026.

Contenu du Cours

• Concepts fondamentaux sur la structure et la dynamique de la Terre.
• Contexte historique de la tectonique des plaques, incluant les anomalies magnétiques et l'expansion des fonds océaniques.
• Cinématique des plaques: frontières, mouvements, évolution et cadres de référence.
• Points chauds et panaches mantelliques.
• Mesures géodésiques (altimétrie, gravimétrie, GPS, InSAR) et études planétaires.
• Sismologie: physique des séismes, types de failles, distribution de sismicité.
• Utilisation de la sismologie pour déduire la structure interne de la Terre.
• Développements conjoints récents en géodésie et sismologie.
• Paléomagnétisme: concepts, calcul des paléolatitudes, reconstructions continentales.
• Géodynamique: transfert de chaleur, caractéristiques physiques et convection du manteau.
• Cycle de Wilson: ouverture et fermeture de bassins océaniques.
• Rifts continentaux, bassins sédimentaires, marges continentales et fonds océaniques.
• Subduction: structures, processus et rôle dans la formation des continents.
• Collisions continentales: tectonique des orogénèses, processus physiques, ophiolites.

Concepts Fondamentaux: La Structure et la Dynamique de la Terre

La Terre est une planète dynamique dont la structure interne est complexe et varie en composition et en comportement physique.

La Structure Interne de la Terre

La structure interne de la Terre est définie selon deux approches principales : compositionnelle et rhéologique (physique).

Composition

• Croûte et manteau: Principalement composés de minéraux silicatés.
• Noyau interne & externe: Principalement composés de fer et de nickel.

Rhéologie

• Croûte et manteau: Solides.
• Lithosphère: (croûte + portion du manteau supérieur) Rigide.
• Asthénosphère: Solide mais ductile.
• Noyau externe: Fluide.
• Noyau interne: Solide.

La Composition de la Terre

Les éléments les plus abondants dans la Terre sont :

• Fe (34,6%)
• O (29,5%)
• Si (15,2%)
• Mg (12,7%)
• Ni (2,4%)
• S (1,9%)
• Ti (0,05%)

La croûte et le manteau sont dominés par les oxydes de silicium, tandis que le noyau est majoritairement composé de fer avec une faible quantité de nickel et d'éléments plus légers.

Découverte de la Structure Interne de la Terre

La connaissance de la structure interne de la Terre a été rendue possible grâce aux études globales des ondes sismiques.

• Les vitesses de propagation des ondes sismiques dépendent de la densité du matériel. Une plus grande densité entraîne une propagation plus rapide.
• Les ondes P (pression) se propagent dans les solides et les fluides.
• Les ondes S (cisaillement) ne se propagent pas dans les fluides.
• Les ondes sismiques obéissent aux lois de réflexion/réfraction, ce qui courbe leurs trajets dans un corps où la densité augmente avec la profondeur.

Présence d'un Noyau Fluide

La découverte d'un noyau fluide est une conséquence directe de l'observation des ondes sismiques :

• Pour les ondes P: La réfraction à la frontière manteau-noyau est due à une diminution de vitesse, ce qui entraîne une réfraction vers l'intérieur. Cela crée une zone d'ombre ("P-wave shadow zone") pour certaines distances séisme-station.
• Pour les ondes S: Le noyau externe étant fluide, les ondes S ne peuvent pas s'y propager, ce qui génère une très grande zone d'ombre pour ces ondes.

Noyau Externe et Interne

Grâce aux réfractions des ondes P aux frontières, il a été établi que la Terre possède un noyau externe fluide et un noyau interne solide.

• Réfraction à la frontière manteau $\rightarrow$ noyau externe (vitesse rapide $\rightarrow$ vitesse lente).
• Réfraction à la frontière noyau externe $\rightarrow$ noyau interne (vitesse lente $\rightarrow$ vitesse plus rapide).

Ces réfractions, combinées aux conversions partielles d'ondes (P $\leftrightarrow$ S), entraînent une distribution complexe des trajets sismiques. La complexité des arrivées est utilisée pour reconstruire la structure interne de la Terre.

La découverte des noyaux terrestre a été réalisée par Oldman (1906), Jeffreys (1926) et Lehmann (1936).

Réfractions et Réflexions Superficielles (Échelle de la Croûte)

La discontinuité de Mohorovic (« Moho ») est un changement abrupt de vitesse sismique marquant la transition entre la croûte et le manteau.

Trajets des Ondes Sismiques et Temps d'Arrivée

Chaque trajet d'onde sismique est associé à un code spécifique, où les lettres majuscules et minuscules représentent différents trajets.

Structure Radiale de la Terre: Modèles Sismiques

Les modèles de référence 1D, qui décrivent la variation de vitesse sismique avec la profondeur, identifient des discontinuités clés :

• 410-km: Transformation d'olivine ($\alpha \rightarrow \beta$).
• 660-km: Transformation d'olivine ($\beta \rightarrow \gamma$).
• CMB: (Core-Mantle Boundary) à 2891 km, frontière manteau - noyau externe (discontinuité de Gutenberg).
• ICB: (Inner Core Boundary) à 5149 km, frontière noyau externe / noyau interne (discontinuité de Lehmann).

Des modèles comme JB (Jeffreys & Bullen, 1940) et IASP91 (Kennett & Engdahl, 1991) sont utilisés pour décrire cette structure.

La Forme de la Terre

La Terre, comme d'autres corps planétaires massifs, adopte une forme spécifique sous l'influence de la gravité et de sa rotation.

La Terre est un ellipsoïde aplati aux pôles :

• $R_{p} = 6357 \text{ km}$ (pôle)
• $R_{e} = 6378 \text{ km}$ (équateur)

À grande échelle, les corps massifs (Terre, planètes, étoiles) se comportent comme des fluides. Un corps fluide en équilibre sous son propre champ gravitationnel adopte une forme sphérique pour minimiser l'énergie potentielle. La combinaison unique des forces de gravité et de l'inertie (force centrifuge due à la rotation) modifie cette sphère en un ellipsoïde. Plus la rotation est rapide, plus l'aplatissement est prononcé.

Le Champ Gravimétrique Terrestre

Le champ gravimétrique est la manifestation de l'interaction gravitationnelle de la masse terrestre, régissant le mouvement des objets et la forme des surfaces équipotentielles.

Loi de Newton

La force gravitationnelle entre deux masses ponctuelles $m_1$ et $m_2$ séparées par une distance $r$ est donnée par la Loi de Newton :

$F = \frac {G m _ {1} m _ {2}}{r ^ {2}}$

L'accélération de la gravité (champ gravitationnel) $g$ à la surface de la Terre est :

$g = \frac {G M _ {E}}{R ^ {2}}$

• $M _ {E} = \text{masse de la Terre} (5,97 \times 10^{24} \ \mathrm{kg})$
• $R = \text{rayon de la Terre} (6371 \ \mathrm{km} \ \text{ou} \ 6,37 \times 10^{6} \ \mathrm{m})$
• $G = \text{constante gravitationnelle} = 6.67 \times 10^{-11} \ \mathrm{m^3} \ \mathrm{kg^{-1}} \ \mathrm{s^{-2}}$

La valeur moyenne de $g$ à la surface de la Terre est de $9,81 \text{ m s}^{-2}$.

Potentiel Gravitationnel

Le champ gravimétrique peut être exprimé par rapport à un champ potentiel $U$ (énergie potentielle gravitationnelle) :

$g = - \nabla U \qquad U = - \frac {G M}{r}$

Où $\nabla$ (gradient) représente le taux de changement spatial en 3 dimensions. La valeur négative indique que l'énergie potentielle diminue dans la direction de la force gravitationnelle.

La Surface Équipotentielle

Une surface équipotentielle est un lieu où le potentiel gravitationnel est constant, et elle est toujours perpendiculaire à l'accélération gravitationnelle.

Pour une sphère uniforme, les surfaces équipotentielles sont sphériques et symétriques. Si l'on se déplace le long d'une surface équipotentielle, aucun travail n'est effectué contre les forces gravitationnelles.

Surface Équipotentielle Terrestre: Le Géoïde

La surface d'un fluide s'aligne naturellement avec une surface équipotentielle. Par conséquent, le niveau moyen de la mer (en l'absence de petites variations locales comme les vagues) offre une mesure directe de la forme de la surface équipotentielle du champ gravimétrique terrestre, appelée le géoïde.

Le géoïde présente des variations de $\pm 100 \text{ m}$ par rapport à un ellipsoïde uniforme, ce qui est dû aux variations de densité à l'intérieur de la Terre. Ces anomalies de masse perturbent la surface équipotentielle et causent des déviations de la direction de l'accélération de pesanteur $g$ par rapport à la verticale géographique.

Les Anomalies du Géoïde

Un déficit de masse (densité plus faible) entraîne un abaissement de la surface équipotentielle locale (une anomalie négative), tandis qu'un excédent de masse (densité plus élevée) l'élève.

Variations du Champ Gravimétrique Terrestre

Les anomalies gravitationnelles sont des indicateurs clés des hétérogénéités de masse sous la surface terrestre, après application de corrections standardisées.

Une anomalie gravitationnelle est la différence entre une valeur mesurée de $g$ (corrigée) et une valeur de référence théorique pour une Terre à symétrie elliptique.

Corrections Appliquées aux Mesures de Gravité

1. Correction de l'ellipticité: Ajuste les mesures en fonction de la latitude due à la forme elliptique de la Terre.
2. Correction d'élévation:
   • Correction d'air libre: $\delta g = 3,086 \times \delta h$. Elle ne tient compte que de l'élévation, car $g$ diminue avec l'altitude ($g \propto 1/R^2$).
   • Correction de Bouguer: $\delta g_B = 2\pi G \rho h$. Elle corrige la mesure pour la masse de matériel située entre la station de mesure et un niveau de référence (ex: niveau de la mer). Elle intègre l'élévation et la densité. Principalement utilisée sur les continents.

Les variations gravimétriques de courte échelle sont notamment utilisées pour étudier la bathymétrie des fonds océaniques.

Topographie et Bathymétrie

• Topographie: Élévation positive (altitude) au-dessus du niveau de la mer.
• Bathymétrie: Élévation négative (profondeur) en dessous du niveau de la mer.

L'Épaisseur de la Croûte

La discontinuité de Mohorovic ("Moho") est la frontière sismique entre la croûte et le manteau.

Gravité et Topographie: Corrélations

• Une corrélation inverse existe entre l'épaisseur de la croûte et l'anomalie de Bouguer : une croûte plus épaisse correspond à une anomalie plus négative. Cela est dû au fait que la croûte est moins dense que le manteau, créant un déficit de masse.
• Une corrélation directe est observée entre l'épaisseur de la croûte et la topographie : les régions de haute topographie (comme les chaînes de montagnes) possèdent une "racine" crustale sous-jacente.

Ces observations suggèrent un équilibre isostatique des couches superficielles de la Terre.

L'Isostasie

L'isostasie est le principe selon lequel la lithosphère "flotte" sur l'asthénosphère plus ductile, atteignant un équilibre vertical où la pression à une certaine profondeur de compensation est constante.

Les modèles d'isostasie de J.H. Pratt et de G. Airy ont été développés pour expliquer les corrélations entre la gravité et la topographie, comme la compensation en profondeur d'une chaîne de montagnes par un déficit de masse ou un excès de masse sous les bassins océaniques.

Ce principe est une application de l'équilibre hydrostatique, où la pression de toutes les colonnes de matière au-dessus de la profondeur de compensation est égale.

Mécanismes de Compensation Isostatique

L'équilibre de poids peut être atteint par :

1. Des changements d'épaisseur des couches sans changement latéral de densité (modèle d'Airy).
2. Des changements latéraux de densité sans changement d'épaisseur (modèle de Pratt).
3. Une combinaison des deux.

La pression $P$ à la profondeur de compensation $z_{comp}$ est donnée par :

$P(z_{comp}) = \int_{z_0}^{z_{comp}} \rho(z) \, g \, dz$

Modèle d'Airy

Décrit des variations latérales d'épaisseur. Exemple : la "racine crustale" sous les montagnes.

Modèle de Pratt

Décrit des variations latérales de densité. Exemple : le manteau chaud sous les dorsales médio-océaniques.

En réalité, l'isostasie combine souvent les deux effets. Les hypothèses d'Airy et Pratt sont des applications du principe d'Archimède. La lithosphère peut supporter des contraintes significatives (20-30 MPa) avant de nécessiter une compensation locale.

Concepts de la Rhéologie

La rhéologie est l'étude de la déformation des matériaux sous l'action de contraintes, et dans le contexte terrestre, elle dépend fortement du type de roche, de la pression, de la température et de l'échelle de temps.

À l'échelle humaine, le manteau est solide (permettant la propagation des ondes sismiques S). Cependant, à l'échelle géologique, il se comporte comme un fluide visqueux, capable de s'écouler et de transporter la chaleur par convection.

Régimes Rhéologiques

1. Régime Élastique

• La déformation $e$ est proportionnelle à la contrainte $\sigma$ (Loi de Hooke).
• La déformation s'annule lorsque la contrainte est retirée.
• Si la contrainte dépasse la force de fracture ($\sigma_f$), le matériau peut se fracturer.

2. Régime Plastique

• Lorsque la contrainte dépasse la limite d'élasticité ($\sigma_0$), la relation contrainte-déformation change.
• Une déformation permanente persiste lorsque la contrainte est retirée (ex: plis).
• Les matériaux dans ce régime sont dits ductiles.

3. Régime Cassant ou Fragile

• Décrit par la Loi de Byerlee (1978), qui établit une relation linéaire entre la contrainte normale et la contrainte cisaillante sur des plans de fracturation préexistants.
• Ce comportement est indépendant de la nature du matériau (sauf argiles et sels) et de la température.
• La fracturation des roches se produit en réponse à une contrainte déviatorique suffisante.

Loi de Byerlee

Le glissement sur une faille dépend de la contrainte de cisaillement ($\tau$), qui elle-même est liée à la pression sur les roches.

Sources de pression :

• Lithostatique ($P_{l}$): Pression de la colonne de roche au-dessus. $P_{l} = - \rho g z$ (où $\rho$ est la densité, $g$ l'accélération de gravité, $z$ la profondeur).
• Hydrostatique ($P_{h}$): Pression exercée par le fluide interstitiel. $P_{h} = - \rho_{f} g z$ (où $\rho_f$ est la densité du fluide).

Contrainte effective: $\sigma \approx P_{l} - P_{h}$.

Loi de Byerlee pour $\tau > 0$ :

• $\tau \approx 0,85 \sigma \quad \text{si } \sigma < 200 \text{ MPa}$
• $\tau \approx 60 \text{ MPa} + 0,6 \sigma \quad \text{si } \sigma > 200 \text{ MPa}$

Où $\tau$ est la contrainte de cisaillement nécessaire à la fracturation d'une roche.

Le Mouvement ou Comportement Ductile

• Gouverné par des lois de fluage non-linéaire, dépend de la composition des matériaux et du temps.
• La contrainte déviatorique requise pour une déformation irréversible diminue significativement avec l'augmentation de la température.

Un matériau viscoélastique de Maxwell se comporte comme un solide élastique à courte échelle de temps et comme un fluide visqueux à longue échelle de temps.

La relation entre la contrainte et le taux de déformation pour un fluide visqueux est :

$\sigma = 2 \eta \frac {d \epsilon_ {f}}{d t}$

• $\sigma$: contrainte
• $\eta$: viscosité
• $\epsilon$: déformation
• $t$: temps

Dans le régime ductile, le taux de déformation est exprimé par :

$\frac {d \epsilon}{d t} = \sigma^ {n} A \exp [ - (E * + P V *) / R T ]$

• $T$: température
• $R$: constante de gaz
• $P$: pression
• $E^{*}$: énergie d'activation
• $V^{*}$: volume d'activation

Pour un fluide NewtOnien, $n = 1$. Les études empiriques suggèrent $n = 3$ pour l'écoulement du manteau.

Conséquences Physiques

• La viscosité diminue exponentiellement avec la température.
• La température et la pression influencent le changement de régime rhéologique (ex: croûte supérieure fragile, croûte inférieure ductile).
• La résistance mécanique dépend de la contrainte maximale supportable, de la pression, de la température et du taux de déformation.

Aspects Géologiques

• La résistance mécanique du quartz ($SiO_2$) est plus faible que celle de l'olivine ($\left[\mathrm{Fe}, \mathrm{Mg}\right]_2 \mathrm{SiO}_4$). Par conséquent, la croûte océanique et le manteau supérieur ont une plus grande résistance que la croûte continentale.
• La composition hétérogène de la croûte continentale (dominée par le quartz et le feldspath) influence sa déformation.

Profil de résistance mécanique dans la croûte continentale en compression (forme "jelly sandwich" ou "Christmas tree") :

• Basses températures ($<250^\circ C$): Le quartz et le feldspath se déforment de manière fragile.
• Entre $250-300^\circ C$: Le quartz se déforme de manière ductile, tandis que le feldspath reste fragile.
• À partir de $300-350^\circ C$: Le quartz et le feldspath se déforment de manière ductile.

La transition fragile-ductile est la zone où le quartz commence à se déformer de manière ductile et le feldspath reste fragile.

Définitions Mécaniques de la Structure Interne de la Terre

• LITHOSPHÈRE: Croûte + premiers ~50-200 km du manteau supérieur. Elle est rigide et possède une forte résistance mécanique.
• ASTHÉNOSPHÈRE: Couche mantellique sous la lithosphère. Solide mais ductile, avec une faible résistance mécanique.

Contexte Historique: Le Développement de la Théorie de la Tectonique des Plaques

Le modèle actuel de tectonique des plaques est l'aboutissement de siècles d'observations et de théories, depuis le catastrophisme jusqu'à la reconnaissance des mouvements continentaux.

Géologie Historique

• Avant le 18ᵉ siècle: Théorie du Catastrophisme – la Terre actuelle résulte de catastrophes bibliques.
• James Hutton (1726-1797): Considéré comme un des fondateurs de la géologie scientifique. Ses observations suggèrent une Terre bien plus ancienne que les estimations de son époque. Il a contribué à la théorie de l'Uniformitarisme : l'évolution géologique de la Terre est lente, sans changements significatifs des processus au fil du temps.

  "... we find no vestige of a beginning, no prospect of an end." "The present is the key to the past."

Les Mystères des Continents

Dès les premières cartographies globales, la correspondance des côtes (par exemple, entre l'Afrique de l'Ouest et l'Amérique du Sud-Est) a suggéré l'existence d'un ancien supercontinent.

La Théorie de la Dérive des Continents

Le météorologue Alfred Wegener (1880-1930) a proposé la théorie de la dérive des continents en 1915.

Selon sa théorie :

• Les continents actuels proviennent d'un supercontinent unique, la Pangée, il y a environ 200 millions d'années.
• Les continents se déplacent comme des "radeaux" à travers la croûte et le manteau océanique.
• La dérive était attribuée aux forces centrifuges de la rotation terrestre, poussant les continents des pôles vers l'équateur.

Preuves Géologiques Appuyant la Dérive des Continents

• Continuité de structures géologiques et de formations rocheuses à travers différents continents.
• Continuité de fossiles (espèces terrestres ou d'eau douce) sur des continents éloignés.
• Preuves de glaciations sur des continents actuellement tropicaux et de climats tropicaux sur des continents nordiques.
• Mouvements globaux enregistrés par des mesures géodésiques et astronomiques.

Problèmes de la Théorie de Wegener

• Mesures inexactes et absence de chronométrie précise. Les taux de déplacement étaient surestimés.
• Le mécanisme proposé (continents "flottant" à travers la croûte océanique rigide) n'était pas réaliste physiquement.
• Les forces centrifuges étaient trop faibles pour déplacer les continents.
• La théorie était unidirectionnelle, sans notion de cycles.
• Aucune explication pour l'origine des continents.

Ces lacunes ont conduit la majorité de la communauté scientifique à rejeter les idées de Wegener. Cependant, quelques-uns ont soutenu ou amélioré sa théorie :

• Alexander du Toit (1878-1948): A étudié la continuité des fossiles et des structures glaciaires dans l'hémisphère sud.
• Arthur Holmes (1890-1965): A proposé un mécanisme de déplacement basé sur les courants de convection dans le manteau, en avance sur son temps.

Nouvelles Évidences (Années 1940-1960)

Un programme de recherche intensif sur les fonds marins a apporté de nouvelles preuves :

• Cartographie de la bathymétrie des océans: Découverte des dorsales médio-océaniques et des fosses marines par Marie Tharp (1920-2006) et Bruce Heezen (1924-1977).
• Amélioration de l'échantillonnage et de la datation des roches.
• Cartographie des anomalies magnétiques sur le plancher océanique.
• Mise en place d'un réseau sismique global, améliorant la localisation des séismes et la connaissance de la sismicité.

Bathymétrie des Fonds Marins

Les dorsales médio-océaniques forment une chaîne de montagnes sous-marines d'environ 60 000 km de long. La profondeur de l'océan augmente symétriquement avec la distance par rapport à la dorsale ($D \propto \sqrt{\text{distance}}$).

Le Projet Mohole, bien que n'ayant pas atteint le Moho océanique, a révélé que la croûte océanique est presque uniforme et composée de roches ignées basiques.

Ces observations ont mené à l'hypothèse de l'expansion des fonds océaniques par Harry Hess (1906-1969) et Robert Dietz (1914-1995) : le plancher océanique se forme par volcanisme aux dorsales, puis se refroidit et s'écarte. Plus le plancher est éloigné de la dorsale, plus il est ancien.

Le Puzzle des Continents

Un ajustement quasi parfait des continents bordant l'Atlantique, en tenant compte des plateformes continentales*, a confirmé l'idée que la distance actuelle est due à l'expansion du fond océanique. Cela a résolu les problèmes physiques de la théorie de Wegener.

*Plateforme continentale ou marge continentale: Région sous-marine où la profondeur de l'eau est inférieure à 200 m.

Preuves des Anomalies Magnétiques

Les sondages marins ont révélé des bandes de polarité magnétique (normale et inversée) dans les roches volcaniques du fond océanique, disposées symétriquement autour des dorsales médio-océaniques. Ce lien avec l'expansion des fonds océaniques a été établi par Fred Vine (1939-), Drummond Matthews (1931-1997) et Lawrence Morley (1920-2013) dans les années 1960.

Développement de la Théorie de la Tectonique des Plaques

• ~1962: Établissement de l'expansion des fonds marins.
• 1965: John Tuzo Wilson (1908-1993) caractérise les failles transformantes, expliquant les mouvements horizontaux entre les dorsales et les zones orogéniques.
• ~1967: Découverte de la destruction du plancher océanique dans les fosses océaniques, indiquant que la Terre n'est pas en expansion globale.
• ~1967-1968: Établissement de la théorie de la tectonique des plaques par Tuzo Wilson, McKenzie, Parker, et Morgan. Cette théorie fondamentale propose que la surface de la Terre est composée de "plaques" quasi-rigides.

Questions Restantes

Malgré l'acceptation de la théorie de la tectonique des plaques, des débats persistent concernant :

• Le début du système de tectonique des plaques et les processus géodynamiques antérieurs.
• La majorité des chercheurs situe le début de la tectonique "moderne" au cours de l'Archéen, mais des âges aussi variés que le Hadéen ou le Néoprotérozoïque sont également proposés.
• Ces questions sont difficiles à prouver en raison du manque de preuves géologiques antérieures à 4 Ga.

La Terre Archéenne et les Défis

Caractéristiques des Terrains Archéens:

• Croûte: Dominée par les TTG (tonalite, trondhjemite, granodiorite) et les ceintures volcano-sédimentaires (komatiites).
• Absence d'assemblages lithotectoniques modernes tels que les ophiolites, schistes bleus, éclogites, zones de mélange.
• Absence de ceintures de plis et de chevauchement d'avant-pays.
• Fabriques structurales verticales et subverticales ("dômes et bassins").
• Absence de métamorphisme haute-pression/basse-température.
• Un gradient thermique plus élevé.

Ces différences suggèrent un régime tectonique distinct de celui qui prévaut aujourd'hui. L'apparition de supercontinents comme la Pangée (300 Ma), le Gondwana (540 Ma) et la Rodinia (1.23 Ga) marque des étapes importantes dans l'histoire de la tectonique des plaques.

SCT4003: Introduction à la géodynamique et la tectonique globale - Aide-mémoire

Ce cours, enseigné par Fiona Darbyshire, explore les concepts fondamentaux de la géodynamique et de la tectonique globale, incluant l'histoire, les mécanismes et les découvertes récentes.

Horaire et évaluation du cours

• Cours magistraux et TP: Du 15 janvier au 23 avril 2026.

• Semaine de lecture: Le 5 mars 2026 (aucun cours).

• Examen mi-session: Le 12 mars 2026 (35% de la note finale).

• Examen final: Le 30 avril 2026 (30% de la note finale).

• Travaux pratiques (TP): 6 TP au total (35% de la note finale).

• Premier TP: Le 22 janvier 2026.

Contenu du cours

Le cours couvre une vaste gamme de sujets essentiels à la compréhension de la Terre.

• Concepts fondamentaux: Structure et dynamique de la Terre.

• Contexte historique: Développement de la théorie de la tectonique des plaques, anomalies magnétiques et expansion des fonds océaniques.

• Cinématique des plaques: Frontières, mouvements, évolution et cadres de référence.

• Points chauds et panaches mantelliques.

• Mesures géodésiques: Altimétrie, gravimétrie, GPS et InSAR, incluant des études planétaires.

• Sismologie: Physique des séismes, types de faille, distribution de sismicité, et utilisation de la sismologie pour déduire la structure interne de la Terre.

• Développements récents: Progrès conjoints en géodésie et sismologie.

• Paléomagnétisme: Concepts, calcul des paléolatitudes, et reconstructions des continents et supercontinents.

• Géodynamique: Transfert de chaleur, caractéristiques physiques et convection du manteau.

• Cycle de Wilson: Étapes tectoniques d'ouverture et de fermeture des bassins océaniques.

• Structures géologiques: Rifts continentaux, bassins sédimentaires, marges continentales et fonds océaniques.

• Subduction: Structures, processus et rôle dans la formation des continents.

• Collisions continentales: Tectonique des orogénèses, processus physiques et ophiolites.

Concepts fondamentaux: la structure et la dynamique de la Terre

La Terre est structurée de manière complexe, avec des définitions compositionnelles et rhéologiques.

La structure interne de la Terre

La structure de la Terre peut être définie par sa composition ou sa rhéologie (propriétés physiques).

• Définitions compositionnelles:

  • Croûte et manteau: Composés principalement de minéraux silicatés.

  • Noyau interne et externe: Composés principalement de fer et de nickel.

• Définitions rhéologiques (physiques):

  • Croûte et manteau: Sont des solides.

  • Lithosphère (croûte + portion du manteau supérieur): Rigide.

  • Asthénosphère: Solide mais ductile.

  • Noyau externe: Fluide.

  • Noyau interne: Solide.

La composition de la Terre

Les éléments les plus abondants dans la Terre sont:

• Fe (34,6%)

• O (29,5%)

• Si (15,2%)

• Mg (12,7%)

• Ni (2,4%)

• S (1,9%)

La croûte et le manteau sont principalement composés de minéraux d'oxydes de silicium. Le noyau est majoritairement du fer.

Découverte de la structure interne de la Terre

La structure interne de la Terre a été découverte grâce aux études globales des ondes sismiques.

• Les vitesses de propagation des ondes sismiques dépendent de la densité du matériel (plus dense = plus rapide).

• Les ondes P (pression) se propagent dans les solides et les fluides.

• Les ondes S (cisaillement) ne se propagent pas dans les fluides.

• Les ondes sismiques suivent les lois de réflexion/réfraction, créant des trajets courbés là où la densité augmente avec la profondeur.

Présence d'un noyau fluide

• Ondes P: La réfraction à la frontière manteau-noyau (diminution de vitesse) crée une zone d'ombre ("P-wave shadow zone").

• Ondes S: Le noyau externe étant fluide, les ondes S ne peuvent pas s'y propager, créant une grande zone d'ombre.

Noyau externe et interne

• Les réfractions des ondes P aux frontières (manteau-noyau externe, noyau externe-noyau interne) expliquent la distribution complexe des ondes.

• Le noyau externe est fluide.

• Le noyau interne est solide.

• Ces découvertes majeures ont été faites par Oldman (1906), Jeffreys (1926) et Lehmann (1936) à l'aide de données sismiques.

Discontinuités

• Moho (Discontinuité de Mohorovic): Changement abrupt de vitesse sismique, marquant la transition croûte-manteau.

• CMB (Frontière manteau-noyau externe, Discontinuité de Gutenberg): À 2891 km.

• ICB (Frontière noyau externe-noyau interne, Discontinuité de Lehmann): À 5149 km.

• Autres discontinuités 1D (modèles de référence): 410 km et 660 km (transformations d'olivine).

Trajets des ondes sismiques

Les lettres des codes de trajets sismiques indiquent les régions traversées:

La forme de la Terre

• La Terre se comporte comme un fluide à grande échelle, adoptant une forme sphérique sous sa propre gravité.

• La combinaison de gravité et de force centrifuge la rend un ellipsoïde aplati aux pôles.

• Rayon polaire (): 6357 km.

• Rayon équatorial (): 6378 km.

Le champ gravimétrique terrestre

• Force gravitationnelle: (Loi de Newton).

• Accélération de la gravité () à la surface: .

• Valeur moyenne de : 9,81 m s.

• Le champ gravimétrique peut être exprimé par un potentiel gravitationnel (), où .

La surface équipotentielle et le géoïde

• Une surface équipotentielle est une surface où le potentiel gravitationnel est constant.

• L'accélération gravitationnelle est toujours perpendiculaire aux surfaces équipotentielles.

• Le géoïde: C'est la surface équipotentielle correspondant au niveau moyen de la mer.

• Le géoïde présente des variations de m par rapport à un ellipsoïde uniforme, dues aux variations de densité internes.

Les anomalies du géoïde

• Les anomalies de masse (densité) dans la croûte et le manteau perturbent la surface équipotentielle, créant des anomalies d'hauteur du géoïde.

• Un déficit de masse entraîne un abaissement de la surface équipotentielle.

Variations du champ gravimétrique terrestre

• Une anomalie gravitationnelle est la différence entre une mesure de corrigée et une valeur de référence théorique.

• Des corrections sont appliquées pour l'elliptic

ité de la Terre (fonction de la latitude) et l'élévation.

• Correction d'air libre: Corrige uniquement l'élévation ().

• Correction de Bouguer: Corrige l'élévation ET la densité du matériel sous la station ().

• Les anomalies d'air libre sont utilisées pour la bathymétrie océanique (courte échelle).

• Les anomalies de Bouguer sont utilisées pour les études continentales.

Gravité et topographie: Corrélations

• Corrélation entre l'épaisseur de la croûte et l'anomalie de Bouguer: plus l'épaisseur est grande, plus l'anomalie est négative ( déficit de masse; croûte moins dense que le manteau).

• Corrélation entre l'épaisseur de la croûte et la topographie: Les régions de haute topographie (ex: montagnes) possèdent une «racine» crustale.

L'Isostasie

L'isostasie est le principe selon lequel les masses en surface sont compensées en profondeur, comme la flottabilité d'objets sur l'eau.

• Profondeur de compensation: Profondeur où les pressions hydrostatiques de toutes les colonnes de matière au-dessus sont égales.

• Modèle d'Airy: Variations latérales d'épaisseur (ex: racine crustale sous les montagnes).

• Modèle de Pratt: Variations latérales de densité (ex: manteau chaud sous les dorsales).

• La réalité est souvent une combinaison des deux.

• Lithosphère: Rigide, capable de supporter des contraintes sans compensation immédiate.

Concepts de la rhéologie

La rhéologie décrit la déformation des matériaux sous contrainte, influencée par le type de roche, la pression, la température et l'échelle de temps.

• Échelle courte (temps humain): Le manteau est solide (propagation des ondes sismiques).

• Échelle géologique: Le manteau se comporte comme un fluide visqueux (convection, écoulement).

Régimes rhéologiques

• Régime élastique: Déformation proportionnelle à la contrainte; réversible.

• Régime plastique: Déformation permanente au-delà de la limite d'élasticité; les matériaux sont ductiles.

• Régime cassant (fragile): Le matériel fracture au-delà d'une certaine contrainte.

Le régime cassant ou comportement fragile

• Décrit par la loi de friction de Byerlee (1978): Relation linéaire entre contrainte normale et contrainte cisaillante sur les plans de fracture.

• Indépendant de la nature du matériel (sauf argiles et sels) et de la température.

• Le glissement sur une faille dépend de la contrainte de cisaillement, qui dépend de la pression sur les roches.

• Pression lithostatique (): Due à la colonne de roche.

• Pression hydrostatique (): Due au fluide interstitiel.

• Contrainte effective: .

Le mouvement ou comportement ductile

• Gouverné par des lois de fluage non-linéaire.

• Dépend de la composition des matériaux et du temps.

• La contrainte déviatorique pour la déformation irréversible diminue avec l'augmentation de la température.

• Un matériel viscoélastique de Maxwell est élastique à court terme, visqueux à long terme.

• La relation contrainte-taux de déformation pour un fluide visqueux: .

• Pour le manteau, (fluide non Newtonien).

Conséquences physiques

• La viscosité diminue exponentiellement avec la température.

• La température et la pression sont cruciales pour les changements de régime rhéologique (ex: croûte supérieure fragile, croûte inférieure ductile).

• La résistance mécanique dépend de la pression, température et du taux de déformation.

Aspects géologiques

• La résistance du quartz est plus faible que celle de l'olivine.

• La lithosphère continentale, faite de quartz et de feldspath, exhibe une "jelly sandwich" ou "Christmas tree" pour sa résistance mécanique.

• La transition fragile-ductile se produit dans des plages de température spécifiques pour le quartz (250-300°C) et le feldspath (300-350°C).

• Lithosphère: Croûte + premières 50-200 km du manteau supérieur; rigide, forte résistance.

• Asthénosphère: Couche mantellique sous la lithosphère; solide mais ductile, faible résistance.

Contexte historique: le développement de la théorie de tectonique des plaques

L'évolution de la compréhension de la dynamique terrestre est un voyage fascinant.

Géologie historique

• Avant le 18e siècle: Catastrophisme (événements bibliques).

• James Hutton: Propose l'Uniformitarisme ("Le présent est la clé du passé"), suggérant une Terre bien plus ancienne.

La théorie de la dérive des continents

• Antonio Snider-Pellegrini (1858): Note la correspondance des côtes africaines et sud-américaines.

• Alfred Wegener (1915): Propose la théorie:

  • Existence d'un supercontinent unique, la Pangée (~200 Ma).

  • Les continents se déplacent.

  • Cause de la dérive: forces centrifuges de la rotation terrestre (hypothèse erronée).

Dérive des continents: Évidence géologique d'appui

• Continuité de structures géologiques et formations à travers les continents.

• Continuité de fossiles (espèces terrestres ou d'eau douce).

• Évidence de glaciations dans des continents tropicaux actuels et de climats tropicaux en régions nordiques.

Problèmes de la théorie de Wegener (pourquoi elle fut rejetée initialement)

• Mesures imprécises, manque de chronométrie.

• Mécanisme non physiquement réaliste: Les continents ne peuvent pas "labourer" la croûte et le manteau océanique.

• Forces centrifuges trop faibles.

• Théorie unidirectionnelle, pas de cycles.

• Aucune explication pour l'origine des continents.

• Exceptions: Alexander du Toit (continuité des fossiles) et Arthur Holmes (propose la convection mantellique comme mécanisme).

Nouvelles évidences (1940-1960)

Les avancées dans l'exploration des fonds marins ont apporté des preuves cruciales.

• Cartographie de la bathymétrie: Découverte des dorsales médio-océaniques et des fosses marines par Marie Tharp et Bruce Heezen.

• Amélioration des datations des roches et de l'échantillonnage.

• Cartographie des anomalies magnétiques sur le plancher océanique.

• Réseau global de sismographes: Amélioration de la localisation des séismes.

Bathymétrie des fonds marins

• Augmentation symétrique de la profondeur autour des dorsales.

• La profondeur est proportionnelle à la racine carrée de la distance à la dorsale.

• Le système des dorsales médio-océaniques est une chaîne globale de ~60 000 km.

• Le plancher océanique est plus ancien loin de la dorsale.

• Hypothèse d'expansion des fonds océaniques par Harry Hess et Robert Dietz: Le plancher océanique se forme par volcanisme aux dorsales, se refroidit et s'écarte.

Le puzzle des continents

• Ajustement presque parfait des continents autour de l'Atlantique en tenant compte des plateformes continentales.

• La distance actuelle est due à la création de nouveau plancher océanique.

Évidence des anomalies magnétiques

• Découverte de bandes de polarité magnétique normale et inversée, symétriques autour des dorsales.

• Expliqué par Fred Vine, Drummond Matthews et Lawrence Morley (1960s) comme une preuve de l'expansion des fonds océaniques.

Développement de la théorie de la tectonique des plaques

• Expansion des fonds marins établie (~1962).

• Failles transformantes caractérisées par John Tuzo Wilson (1965), expliquant les mouvements horizontaux.

• Destruction du plancher océanique aux fosses océaniques (~1967), résolvant le problème de l'expansion globale.

• Théorie de la tectonique des plaques établie (~1967-1968) par Tuzo Wilson, McKenzie, Parker, Morgan.

• Principe fondamental: La surface terrestre est composée de plaques quasi-rigides.

Le 50e anniversaire des présentations fondatrices de la théorie de la tectonique des plaques par W. Jason Morgan et Dan McKenzie a été célébré en 2017.

Cependant, des questions restent...

• La théorie des plaques est établie, mais le début du système tectonique est encore débattu.

• La majorité des chercheurs suggèrent un début "moderne" au cours de l'Archéen.

La Terre archéenne et les défis

• Caractéristiques:

  • Croûte: TTG (tonalite, trondhjemite, granodiorite) et ceintures volcano-sédimentaires.

  • Absence d'assemblages lithotectoniques modernes (ophiolites, schistes bleus, éclogites, zones de mélange).

  • Fabriques structurales verticales ("dômes et bassins").

  • Absence de métamorphisme haute-pression/basse-température.

  • Gradient thermique plus élevé.

• La preuve est difficile à obtenir en raison du manque de roches géologiques de plus de 4 Ga.

Citations pour le début de la tectonique moderne

• ~300 Ma: Supercontinent Pangée.

• ~540 Ma: Supercontinent Gondwana.

• ~620 Ma: Plus vieille éclogite UHP (Ultra Haute Pression) non équivoque.

• ~900 Ma: Plus vieux schiste bleu.

• ~1.23 Ga: Supercontinent Rodinia.

• ~1.8 Ga: Supercontinent Columbia/Nuna.

• ~2.1 Ga: Plus vieille éclogite HP liée à la subduction.

Présentation du Cours

• Professeur : Fiona Darbyshire (PK-6155, 514-987-3000 poste 5054, darbyshire.fiona_ann@uqam.ca)

• Dates : Du 15 janvier au 23 avril 2026 (cours magistraux et TP).

• Semaine de lecture : 5 mars 2026 (aucun cours).

• Évaluations :

  • Examen mi-session : 12 mars 2026 (35%).

  • Examen final : 30 avril 2026 (30%).

  • Travaux pratiques : 6 TP, premier le 22 janvier 2026 (35%).

Contenu du Cours (Aperçu)

• Structure et dynamique de la Terre : Concepts fondamentaux.

• Contexte historique : Théorie de la tectonique des plaques, anomalies magnétiques, expansion des fonds océaniques.

• Cinématique des plaques : Frontières, mouvements, évolution.

• Points chauds et panaches mantelliques .

• Mesures géodésiques : Altimétrie, gravimétrie, GPS, InSAR (y compris sur d'autres planètes).

• Sismologie : Physique des séismes, types de faille, distribution de sismicité, déduction de la structure interne de la Terre.

• Développements récents en géodésie et sismologie.

• Paléomagnétisme : Calcul des paléolatitudes, reconstructions continentales.

• Géodynamique : Transfert de chaleur, convection mantellique.

• Cycle de Wilson : Ouverture et fermeture des bassins océaniques.

• Rifts continentaux , bassins sédimentaires, marges continentales, fonds océaniques.

• Subduction : Structures, processus et rôle dans la formation des continents.

• Collisions continentales : Orogénèses, processus physiques, ophiolites.

Concepts Fondamentaux: La Structure et la Dynamique de la Terre

La Structure Interne de la Terre

Définitions

• Compositionnelle :

  • Croûte et manteau : Principalement minéraux silicatés.

  • Noyau interne & externe : Principalement fer et nickel.

• Rhéologique (physique) :

  • Croûte et manteau : Solides.

  • Lithosphère (croûte + portion du manteau supérieur): Rigide.

  • Asthénosphère : Solide mais ductile.

  • Noyau externe : Fluide.

  • Noyau interne : Solide.

La Composition de la Terre

• Éléments les plus abondants : Fe (34.6%), O (29.5%), Si (15.2%), Mg (12.7%), Ni (2.4%), S (1.9%).

• Croûte et manteau : Principalement oxydes de silicium.

• Noyau : Principalement fer, nickel et faibles quantités d'éléments légers.

Découverte de la Structure Interne de la Terre

• Grâce aux études globales des ondes sismiques .

• Vitesse de propagation des ondes sismiques: dépend de la densité (plus dense = plus rapide).

• Ondes P (pression): Se propagent dans les solides et les fluides.

• Ondes S (cisaillement): Ne se propagent pas dans les fluides.

• Les ondes sismiques suivent les lois de réflexion/réfraction (trajets courbés).

Présence d'un Noyau Fluide

• Ondes P : Réfraction à la frontière manteau-noyau (diminution de vitesse) crée une zone d'ombre P .

• Ondes S : Le noyau externe étant fluide, les ondes S ne s'y propagent pas, créant une large zone d'ombre S .

Noyau Externe et Interne

• Réfraction des ondes P :

  1. Manteau → noyau externe (vitesse rapide → lente).

  2. Noyau externe → noyau interne (vitesse lente → plus rapide).

• Noyau externe : Fluide.

• Noyau interne : Solide.

• Découverte par Oldman (1906), Jeffreys (1926) et Lehmann (1936) grâce aux données sismiques.

Moho

• Discontinuité de Mohorovic : Changement abrupt de vitesse sismique (transition croûte-manteau).

• La simulation de propagation d'ondes montre la complexité (réfractions, réflexions, conversions P → S, S → P).

Trajets des Ondes Sismiques

• Chaque trajet est codé par des lettres (majuscules/minuscules selon la région traversée ou la nature de l'onde).

Structure Radiale de la Terre: Modèles Sismiques

• Discontinuités majeures :

  • 410-km : Transformation d'olivine.

  • 660-km : Transformation d'olivine.

  • CMB (2891 km): Frontière manteau - noyau externe (Discontinuité de Gutenberg).

  • ICB (5149 km): Frontière noyau externe - noyau interne (Discontinuité de Lehmann).

• Modèles de référence 1D : JB (Jeffreys & Bullen, 1940), IASP91 (Kennett & Engdahl, 1991).

La Forme de la Terre

• Rayons : (pôle), (équateur).

• La Terre est un ellipsoïde aplati aux pôles en raison de la combinaison de la gravité et de la force centrifuge (rotation).

• Les corps fluides en équilibre gravitationnel tendent vers une forme sphérique.

Le Champ Gravimétrique Terrestre

• Force gravitationnelle (Loi de Newton) :

• Accélération de la gravité (champ gravitationnel) à la surface :

  • (masse de la Terre)

  • (rayon de la Terre)

  • (constante gravitationnelle)

  • Valeur moyenne de :

• Peut être exprimé par un potentiel gravitationnel : , où .

Le potentiel gravitationnel est inversement proportionnel à la distance .

La Surface Équipotentielle

• Une surface équipotentielle = surface où le potentiel gravitationnel est constant .

• L'accélération gravitationnelle est toujours perpendiculaire aux surfaces équipotentielles.

• Pour une sphère uniforme, les surfaces équipotentielles sont sphériques et symétriques .

Surface Équipotentielle Terrestre: Le Géoïde

• Le géoïde est la surface équipotentielle qui correspond au niveau moyen de la mer (sans variations à petite échelle).

• Peut être déterminé par observations gravimétriques et altimétriques satellitaires.

• Le géoïde présente des variations de par rapport à un ellipsoïde uniforme à cause des variations de densité internes.

Les Anomalies du Géoïde

• Un déficit de masse → abaissement de la surface.

• Les anomalies de masse (densité) dans la croûte et le manteau modifient la surface équipotentielle et dévient la direction de la pesanteur.

Variations du Champ Gravimétrique Terrestre

• Une anomalie gravitationnelle est la différence entre une valeur mesurée de (corrigée) et une valeur de référence théorique.

• Corrections :

  • Ellipticité de la Terre

(fonction de la latitude).

• Effets d'élévation (plus l'élévation est grande, moins est grand).

• Types de correction d'élévation :

  • Correction d'air libre : Correction d'élévation seulement (). Utilisée pour étudier la bathymétrie des fonds océaniques .

  • Correction de Bouguer : Correction pour le matériel entre la surface et le niveau de référence (). Utilisée principalement dans les études continentales .

Topographie et Bathymétrie

• Topographie : Élévation positive (au-dessus du niveau de la mer).

• Bathymétrie : Élévation négative (en-dessous du niveau de la mer).

Corrélation Gravité et Topographie

• Corrélation Moho - anomalie de Bouguer : Plus l'épaisseur de la croûte est grande, plus l'anomalie de Bouguer est négative. → Déficit de masse (croûte moins dense que le manteau).

• Corrélation épaisseur croûte - topographie : Les régions de haute topographie (chaînes de montagnes) possèdent une «racine» crustale . → Équilibre isostatique des couches superficielles.

L'Isostasie

• Explique les corrélations entre topographie et densité/épaisseur des couches.

• Reposent sur le principe de la profondeur de compensation où les pressions hydrostatiques sont égales.

• Modèles :

  • Modèle d'Airy : Compensation par variations latérales d'épaisseur (ex: racine crustale sous les montagnes).

  • Modèle de Pratt : Compensation par variations latérales de densité (ex: manteau chaud sous les dorsales).

• La réalité est souvent une combinaison des deux effets.

• S'apparentent au principe d' Archimède pour la flottabilité de la lithosphère dans l'asthénosphère.

• La lithosphère peut supporter des contraintes importantes sans compensation locale immédiate.

Concepts de la Rhéologie

• Rhéologie : Étude de la déformation d'un matériau sous contrainte.

• Dépend de : type de roche, pression, température et surtout échelle de temps .

• Ex: Le manteau est solide à courte échelle (ondes sismiques), mais fluide visqueux à échelle géologique (convection).

Régimes Rhéologiques

• Régime élastique : Déformation proportionnelle à la contrainte (Loi de Hooke), réversible.

• Régime plastique : Lorsque la contrainte dépasse la limite d'élasticité, déformation permanente (ex: plis). Matériaux significativement plastiques sont ductiles .

• Rupture / Comportement fragile : Fracture irréversible (développement d'un plan de fracture).

Le Régime Cassant ou Comportement Fragile

• Décrit par la loi de friction de Byerlee (1978).

• Relation linéaire entre contrainte normale et contrainte cisaillante sur des plans de fracture.

• Indépendant de la nature du matériau (sauf argiles et sels) et de la température.

• Pression effective : (pression lithostatique - pression hydrostatique, due aux fluides interstitiels).

• Loi de Byerlee (pour \tau</p></li></ul><p style="text-align: left;"></p><p style="text-align: left;">&gt; 0):

  Le Mouvement ou Comportement Ductile

  • Gouverné par des lois de fluage non-linéaire .

  • Dépend de la composition des matériaux et du temps .

  • La contrainte déviatorique nécessaire diminue avec l' augmentation de la température .

  • Matériau viscoélastique de Maxwell : élastique à courte échelle, fluide visqueux à longue échelle.

  • Relation contrainte-taux de déformation (fluide visqueux) :

  • Dans le régime ductile :

    • pour fluide Newtonien.

    • pour écoulement du manteau (empirique).

  Conséquences Physiques

  • La viscosité diminue exponentiellement avec la température.

  • Température et pression changent le régime rhéologique (ex: croûte supérieure cassante, inférieure ductile).

  • La résistance mécanique (contrainte maximale supportée) dépend de la pression, température et taux de déformation.

  Aspects Géologiques

  • La résistance du quartz est plus faible que celle de l'olivine.

  • La résistance de la croûte océanique et du manteau supérieur est plus grande que celle de la croûte continentale.

  • La combinaison de facteurs physiques et minéralogiques donne la forme « jelly sandwich » ou « Christmas tree » pour la résistance mécanique sous les continents.

  • Définitions mécaniques de la structure interne :

    • Lithosphère : Croûte + premiers ~50-200 km du manteau supérieur. Rigide, forte résistance mécanique .

    • Asthénosphère : Couche mantellique sous la lithosphère. Solide mais ductile, faible résistance mécanique .

  • Transition fragile-ductile dans la croûte continentale (entre quartz et feldspath) influencée par la température.

  Contexte Historique: Le Développement de la Théorie de la Tectonique des Plaques

  Géologie Historique

  • Avant le 18e siècle: Catastrophisme (événements bibliques).

  • James Hutton (1726-1797): Théorie de l' Uniformitarisme .

    • Évolution géologique lente .

    • « Le présent est la clé du passé ».

  Les Mystères des Continents

  • Correspondance des côtes (ex: Afrique de l'Ouest et Amérique du Sud) observée par les cartographes dès le début.

  La Théorie de la Dérive des Continents

  • Proposée par le météorologue Alfred Wegener (1880-1930).

  • Idées :

    • Les continents actuels proviennent d'un supercontinent «Pangée» (~200 Ma).

    • Les continents se déplacent.

    • Cause: Forces centrifuges de la rotation de la Terre.

  • Évidence d'appui :

    • Continuité de structures géologiques et de fossiles (terrestres/eau douce) à travers les continents.

    • Indices de glaciations dans des régions tropicales actuelles et de climats tropicaux dans des régions nordiques.

  • Problèmes de la théorie :

    • Mesures inexactes, manque de chronométrie.

    • Mécanisme de déplacement non réaliste (croûte et manteau océanique trop durs

  ).

  • Forces centrifuges trop faibles.

  • Théorie unidirectionnelle (pas de cycles).

  • Une grande partie de la communauté scientifique l'a rejetée.

  • Exceptions :

    • Alexander du Toit (géologue sud-africain).

    • Arthur Holmes : Proposa un mécanisme de courants de convection dans le manteau.

  Nouvelles Évidences (1940-1960)

  • Programme de recherche des fonds marins .

  • Cartographie de la bathymétrie : Découverte des dorsales médio-océaniques et fosses marines par Marie Tharp et Bruce Heezen .

  • Améliorations de l' échantillonnage et de la datation des roches .

  • Anomalies magnétiques sur le plancher océanique.

  • Réseau global de sismographes (localisation des séismes, distribution de la sismicité).

  Bathymétrie des Fonds Marins (Modèle Moderne Numérique)

  • Augmentation de profondeur symétriquement autour de la dorsale.

  • Profondeur proportionnelle à (distance).

  • Croûte océanique :

    • Presque uniforme partout.

    • Composée de roches ignées basiques .

  • Système de dorsales médio-océaniques : Chaîne de montagnes globale (~60 000 km).

  • Le fond marin s'approfondit avec la distance de la dorsale (subsidence).

  • Hypothèse de Harry Hess et Robert Dietz : l' expansion des fonds océaniques .

    • Plancher océanique se forme par volcanisme aux dorsales, se refroidit et s'écarte.

    • Plus éloigné de la dorsale → plus vieux.

  Le Puzzle des Continents

  • Ajustement presque parfait des continents autour de l'Atlantique, en tenant compte des plateformes continentales.

  • La distance actuelle est due à la création de nouveau plancher océanique (océan Atlantique).

  • → La dérive des continents sans les problèmes physiques de Wegener.

  Évidence des Anomalies Magnétiques

  • Bandes de polarité magnétique normale et inversée (roches volcaniques du fond océanique).

  • Situées symétriquement autour de la dorsale.

  • Lien avec l'expansion des fonds océaniques établi par Fred Vine, Drummond Matthews et Lawrence Morley (années 1960).

  Développement de la Théorie de la Tectonique des Plaques

  • Expansion des fonds marins établie vers 1962.

  • Failles transformantes caractérisées par John Tuzo Wilson (1965).

  • Destruction du plancher océanique aux fosses océaniques établie vers 1967 (Terre non en expansion).

  • Établissement de la théorie de la Tectonique des Plaques vers 1967-1968 (Tuzo Wilson, McKenzie, Parker, Morgan).

  • Théorie fondamentale : La surface de la Terre est composée de plaques quasi-rigides .

  Cependant, des Questions Restent...

  • Début du système de tectonique des plaques et processus géodynamiques antérieurs.

  • Majorité des chercheurs : Début des tectoniques « modernes » pendant l' Archéen .

  • Difficile à prouver en raison du manque d'évidence géologique >4 Ga .

  La Terre Archéenne et les Défis

  • Caractéristiques des terrains archéens :

    • Croûte: TTG (tonalite, trondheimite, granodiorite) et ceintures volcano-sédimentaires (komatiites).

    • Absence d'assemblages lithotectoniques modernes (ophiolites, schistes bleus, éclogites, zones de mélange).

    • Absence de ceintures de plis et de chevauchement d'avant-pays.

    • Fabriques structurales verticales et subverticales (« dômes et bassins »).

    • Absence de métamorphisme haute-pression/basse-température.

    • Gradient thermique plus élevé .

  • Supercontinents et dates clés :

    • ~300 Ma: Pangée .

    • ~540 Ma: Gondwana .

  ~620 Ma: Plus ancienne éclogite UHP (indiscutable).

  • ~900 Ma: Plus ancien schiste bleu .

  • ~1.23 Ga: Rodinia .

  • ~1.8 Ga: Columbia/Nuna .

  • ~2.1 Ga: Plus ancienne éclogite HP liée à la subduction .