Structure et dynamique terrestre

• , les ophiolites.

Concepts fondamentaux: la structure et la dynamique de la Terre

La structure interne de la Terre

La Terre présente une structure interne complexe, définie par deux types de propriétés principales: la composition et la rhéologie (propriétés physiques ou comportement mécanique).

Définitions

• Compositionnelle: Basée sur la nature chimique des matériaux.

• Rhéologique (physique): Basée sur le comportement des matériaux sous contrainte (solide, fluide, ductile, rigide, etc.).

Composition

• Croûte et manteau: Composés principalement de minéraux silicatés.

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

Rhéologie

• Croûte et manteau: Sont des solides.

• Lithosphère: C'est l'ensemble de la croûte et d'une portion rigide du manteau supérieur.

• Asthénosphère: Solide mais se comporte de manière ductile.

• Noyau externe: Est fluide.

• Noyau interne: Est solide.

La composition de la Terre

La Terre est composée de plusieurs éléments chimiques, dont certains sont plus abondants que d'autres.

Éléments les plus abondants

• Fe (34,6%)

• O (29,5%)

• Si (15,2%)

• Mg (12,7%)

• Ni (2,4%)

• S (1,9%)

• Ti (0,05%)

Composition des couches principales

• La croûte et le manteau sont principalement composés d'oxydes de silicium (minéraux silicatés).

• Le noyau est principalement composé de fer, avec des quantités moindres 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.

Principes des ondes sismiques

• La vitesse de propagation des ondes sismiques dépend de la densité du matériau: une densité plus élevée entraîne une propagation plus rapide.

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

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

• Les ondes sismiques suivent les lois de réflexion et de réfraction, ce qui courbe leurs trajets dans un corps où la densité augmente avec la profondeur.

Présence d'un noyau fluide

L'observation des zones d'ombre pour les ondes P et S a prouvé l'existence d'un noyau fluide.

Comportement des ondes P

• La réfraction à la frontière manteau-noyau est due à une diminution de la vitesse sismique, entraînant une réfraction vers l'intérieur.

• Cette réfraction crée une zone d'ombre pour les ondes P (« P-wave shadow zone ») sur une certaine gamme de distances séisme-station.

Comportement des ondes S

• Le noyau externe étant un fluide, les ondes S ne peuvent pas s'y propager, ce qui génère une grande zone d'ombre pour les ondes S.

Noyau externe et interne

La complexité des trajets d'ondes sismiques a permis de distinguer un noyau externe fluide et un noyau interne solide.

Réfractions des ondes P aux frontières

• (i) Entre le manteau et le noyau externe (vitesse rapide → vitesse lente).

• (ii) Entre le noyau externe et le noyau interne (vitesse lente → vitesse plus rapide).

Ces réfractions créent une distribution complexe des trajets d'ondes sismiques. De plus, les ondes P peuvent se convertir partiellement en ondes S et vice-versa.

• Le noyau externe est fluide.

• Le noyau interne est solide.

La découverte des noyaux de la Terre a été réalisée grâce aux données sismiques globales par Oldman (1906), Jeffreys (1926) et Lehmann (1936).

Réfractions et réflexions superficielles

• Le « Moho » (discontinuité de Mohorovic) marque un changement abrupt de vitesse sismique associé à la transition croûte-manteau.

La simulation numérique de la propagation des ondes sismiques montre la complexité des arrivées due aux réfractions, réflexions et conversions (P→S, S→P) internes et en surface. Les variations de temps d'arrivée des ondes sismiques sont utilisées pour déduire la structure interne de la Terre.

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 et couches traversées.

Structure radiale de la Terre: modèles sismiques

Les modèles de référence 1D décrivent la variation de vitesse sismique avec la profondeur.

Discontinuités majeures

• 410-km: Transformation d'olivine ().

• 660-km: Transformation d'olivine ().

• CMB (Discontinuité de Gutenberg): Frontière manteau - noyau externe (« core-mantle boundary »), située à 2891 km de profondeur.

• ICB (Discontinuité de Lehmann): Frontière noyau externe / noyau interne (« inner core boundary »), située à 5149 km de profondeur.

Modèles de référence

• JB: Modèle proposé par Jeffreys & Bullen (1940).

• IASP91: Modèle de Kennett & Engdahl (1991).

La forme de la Terre

La Terre n'est pas une sphère parfaite. Sa forme est un ellipsoïde aplati aux pôles.

Dimensions

• Rayon polaire (): 6357 km.

• Rayon équatorial (): 6378 km.

Explication physique

• À grande échelle, la Terre se comporte comme un fluide sous l'influence de son propre champ gravitationnel, adoptant une forme sphérique.

• La combinaison de la gravité et de l'inertie (force centrifuge due à la rotation) modifie cette sphère en un ellipsoïde.

• La force centrifuge est proportionnelle à la distance de l'axe de rotation, causant un aplatissement aux pôles.

• L'aplatissement dépend du taux de rotation: une rotation plus rapide entraîne un aplatissement plus prononcé.

Le champ gravimétrique terrestre

La gravité est une force fondamentale qui régit l'attraction entre les objets ayant une masse.

Loi de Newton

• : Force gravitationnelle.

• : Constante gravitationnelle ().

• , $</p></li></ul><p style="text-align: left;"></p><p style="text-align: left;">m_2$: Masses des deux objets.

  • : Distance entre les centres des deux masses.

  Accélération de la gravité (champ gravitationnel)

  • : Accélération de la gravité à la surface de la Terre.

  • : Masse de la Terre ().

  • : Rayon moyen de la Terre ( ou ).

  • Valeur moyenne de à la surface de la Terre: .

  Potentiel gravitationnel

  Le champ gravimétrique peut être exprimé par rapport à un champ potentiel (), où l'accélération gravitationnelle est son gradient:

  • Le potentiel gravitationnel est inversement proportionnel à la distance .

  • La valeur négative indique que l'énergie potentielle diminue dans la direction de la force gravitationnelle (vers le bas).

  • : Gradient spatial (taux de changement) en 3 dimensions.

  La surface équipotentielle

  Une surface équipotentielle est une surface sur laquelle le potentiel gravitationnel a une valeur constante. L'accélération gravitationnelle est toujours perpendiculaire aux surfaces équipotentielles.

  Pour une masse ponctuelle ou sphère uniforme

  • Les surfaces équipotentielles sont sphériques et symétriques.

  • : Distance du centre.

  Surface équipotentielle terrestre: le géoïde

  Le géoïde est la surface équipotentielle de référence du champ de gravité terrestre, qui correspond globalement au niveau moyen des mers.

  Propriétés du géoïde

  • Se déplacer sur une surface équipotentielle ne requiert aucun travail contre les forces gravitationnelles.

  • La surface d'un fluide s'aligne toujours avec des surfaces équipotentielles. Le niveau de la mer (sans variations locales comme les vagues) offre une mesure directe de la forme de la surface équipotentielle du champ gravimétrique.

  • Sa forme globale est déterminée par des observations gravimétriques et altimétriques satellitaires.

  • Le géoïde terrestre présente des variations de par rapport à un ellipsoïde uniforme, dues aux variations de densité dans l'intérieur de la Terre.

  Les anomalies du géoïde

  Les anomalies de géoïde sont des variations de la hauteur de la surface équipotentielle dues à des hétérogénéités de masse (densité) dans la Terre.

  • Un déficit de masse (matériau moins dense) entraîne un abaissement de la surface équipotentielle.

  • Un excès de masse (matériau plus dense) entraîne un soulèvement de la surface équipotentielle.

  • Ces anomalies de masse dans la croûte et le manteau supérieur perturbent la surface équipotentielle et créent des déviations de la direction de l'accélération de pesanteur par rapport à la verticale géographique.

  Variations du champ gravimétrique terrestre

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

  Corrections appliquées aux mesures de gravité

  Pour obtenir des anomalies significatives, il est nécessaire de corriger les mesures de pour divers effets:

  • Correction pour l'ellipticité de la Terre: La formule théorique prend en compte la variation de en fonction de la latitude.

  • Correction d'élévation: La valeur de diminue avec l'altitude (augmentation de la distance au centre de la Terre).

  • Correction d'air libre (): Corrige seulement l'effet de l'élévation au-dessus (ou en-dessous) d'un niveau de référence. Les variations gravimétriques de courte échelle sont utilisées pour étudier, entre autres, la bathymétrie des fonds océaniques.

  • Correction de Bouguer (): Corrige pour la masse de matériel (densité , épaisseur ) entre la station de mesure et le niveau de référence. Cette correction est principalement utilisée pour les études continentales.

  Topographie et bathymétrie

  • La topographie fait référence à l'élévation positive de la surface terrestre ( d'altitude).

  • La bathymétrie fait référence à l'élévation négative de la surface terrestre (profondeur de l'océan, ).

  Correction et anomalies d'air libre

  La correction d'air libre permet d'isoler les effets subtils des variations de masse en profondeur, notamment pour la bathymétrie.

  • Formule:

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

  Correction et anomalies de Bouguer

  La correction de Bouguer est essentielle pour les études continentales car elle élimine l'effet de la masse du terrain sus-jacent ou sous-jacent.

  • Formule:

  • Utilisée principalement dans les études des continents.

  L'épaisseur de la croûte

  Le « Moho » représente la frontière croûte-manteau, définie sismologiquement par un changement de vitesse des ondes.

  Gravité et topographie: Corrélations

  Il existe une forte corrélation entre

  les anomalies de gravité, la topographie et l'épaisseur de la croûte, qui s'explique par l'équilibre isostatique.

  • Corrélation entre l'épaisseur de la croûte et l'anomalie de Bouguer: Plus l'épaisseur de la croûte est grande, plus l'anomalie de Bouguer est négative. Cela indique un déficit de masse, car la croûte est moins dense que le manteau.

  • Corrélation entre l'épaisseur de la croûte et la topographie: Les régions de haute topographie (par exemple, les chaînes de montagnes) possèdent une « racine » crustale plus épaisse.

  • Ces observations soutiennent le concept d'équilibre isostatique des couches superficielles de la Terre.

  L'isostasie

  L'isostasie est le principe d'équilibre des masses entre les blocs lithosphériques et l'asthénosphère sous-jacente.

  Modèles d'isostasie

  • Les modèles de J.H. Pratt et G. Airy ont tenté d'expliquer les corrélations observées. Par exemple, une chaîne de montagnes est compensée en profondeur par un déficit de masse. Inversement, il y a un excès de masse sous les bassins océaniques.

  • Ce principe est analogue à la pression hydrostatique.

  • Il existe une profondeur de compensation où toutes les pressions sont hydrostatiques et les poids de toutes les colonnes de matière au-dessus de cette profondeur sont égaux (). C'est un concept fondamental de l'isostasie.

  Mécanismes de compensation isostatique

  L'équilibre des poids peut être accompli par:

  • (i) Des changements d'épaisseur des couches sans modification latérale de densité (modèle d'Airy).

  • (ii) Des changements latéraux de densité sans modification d'épaisseur (modèle de Pratt).

  • (iii) Une combinaison des deux.

  Le modèle d'Airy implique des variations latérales d'épaisseur (ex: une racine crustale sous les montagnes profondes). Le modèle de Pratt implique des variations latérales de densité (ex: le manteau chaud sous les dorsales océaniques a une densité plus faible).

  Principes physiques

  • La réalité est souvent une combinaison des modèles d'Airy et de Pratt, avec des variations latérales de densité et d'épaisseur dans les différentes couches.

  • Ces hypothèses sont des applications du principe d'Archimède: les blocs (lithosphère) atteignent un équilibre par leur flottabilité dans le substratum plus fluide (asthénosphère).

  • La lithosphère peut supporter des différences de contraintes de 20-30 MPa sur de longues périodes sans compensation locale.

  Concepts de la rhéologie

  La rhéologie est l'étude de la déformation d'un matériau sous contrainte. Le type de déformation dans la Terre dépend du matériau, de la pression, de la température et de l'échelle de temps.

  Importance de l'échelle de temps

  • À court terme (ex: échelle humaine), le manteau est solide (les ondes sismiques le traversent).

  • À long terme (ex: échelle géologique), le manteau se comporte comme un fluide visqueux, capable de s'écouler et de transporter la chaleur par convection.

  Régimes rhéologiques

  Les matériaux terrestres peuvent présenter différents comportements sous contrainte.

  • Régime élastique: La déformation () est proportionnelle à la contrainte () (Loi de Hooke). La déformation est réversible lorsque la contrainte est retirée.

  • Force de fracture (): Si la contrainte dépasse cette valeur, le matériel se fracture.

  • Régime plastique: Lorsque la contrainte dépasse la limite d'élasticité (), la relation contrainte-déformation change. Une déformation permanente (plis) subsiste après le retrait de la contrainte. Les matériaux ayant une plasticité significative sont dits ductiles.

  • Un matériau parfaitement plastique continue de se déformer même si la contrainte reste constante.

  • Lorsque la rupture est atteinte, le matériau développe un plan de fracture irréversible.

  Le régime cassant ou comportement fragile

  Le comportement fragile est caractérisé par la Loi de friction de Byerlee (1978).

  • Il s'agit d'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 nécessite une contrainte déviatorique suffisante.

  Sources de pression

  • Pression lithostatique (): Pression exercée par la colonne de roche au-dessus. .

  • Pression hydrostatique (): Pression exercée par le fluide interstitiel. .

  Contrainte effective

  Loi de Byerlee si

  • si

  • si

  où est la contrainte de cisaillement nécessaire pour la fracturation d'une roche.

  Le mouvement ou comportement ductile

  Le comportement ductile est régi par des lois de fluage non-linéaire. Il dépend de la composition des matériaux et du temps.

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

  Caractéristiques rhéologiques et échelle de temps

  • Un matériau viscoélastique de Maxwell se comporte comme un matériau élastique (solide) 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 dépend de la viscosité () du matériau. Pour un fluide visqueux:

    où est la contrainte, la viscosité, la déformation et le temps.

  • Dans le régime ductile, le taux de déformation peut être décrit par:

    où est la température, la constante des gaz, la pression, l'énergie d'activation et le volume d'activation.

  • Pour un fluide Newtonien, . Des études empiriques suggèrent que représente l'écoulement du manteau.

  Conséquences physiques

  • La viscosité diminue de manière exponentielle avec l'augmentation de la température.

  • La température et la pression sont des facteurs clés dans le changement de régime rhéologique (par exemple, la croûte supérieure peut être cassante, mais la croûte inférieure est plus ductile).

  • Les propriétés des variables thermodynamiques varient pour les différents minéraux de la croûte et du manteau.

  • La résistance mécanique d'un matériau est liée à la contrainte maximale qu'il peut supporter et dépend de la pression, de la température et du taux de déformation.

  Aspects géologiques

  La résistance mécanique des roches varie en fonction de leur composition minéralogique et des conditions physiques.

  • La résistance du quartz () est plus faible que celle de l'olivine (). Par conséquent, la résistance de la croûte océanique et du manteau supérieur est plus élevée que celle de la croûte continentale.

  • La combinaison de facteurs physiques et minéralogiques conduit à une forme de résistance mécanique en « sandwich à la gelée » ou « arbre de Noël » sous les continents.

  Définitions mécaniques de la structure interne de la Terre

  • LITHOSPHÈRE: Composée de la croûte et des premiers ~50-200 km du manteau supérieur. Elle est relativement rigide et possède une forte résistance mécanique.

  • ASTHENOSPHÈRE: Couche mantellique située sous la lithosphère. Elle est solide mais ductile et présente une faible résistance mécanique.

  Le Moho se situe à environ 500°C.

  Rhéologie de la croûte continentale

  La croûte continentale n'est pas homogène, le quartz et le feldspath étant dominants.

  • Basses températures (<250°C): Le quartz et le feldspath se déforment de manière fragile.

  • Entre 250-300°C: Le quartz commence à se déformer de manière ductile, tandis que le feldspath reste fragile.

  • À partir de 300-350°C: Le quartz et le feldspath se déforment de manière ductile.

  La transition fragile-ductile est la zone où le quartz se déforme de manière ductile et le feldspath de manière fragile sous la même contrainte déviatorique.

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

  Géologie historique

  Théorie du Catastrophisme

  • Jusqu'au 18e siècle, cette théorie expliquait la forme de la Terre comme le résultat de catastrophes bibliques.

  Théorie de l'Uniformitarisme

  • James Hutton (1726-1797) a suggéré que la Terre est bien plus ancienne que les 10³-10⁴ ans proposés par la vision catastrophiste.

  • Ses observations ont mené à l'Uniformitarisme: l'évolution géologique lente de la Terre, où les processus géologiques passés étaient les mêmes qu'aujourd'hui.

  « ... we find no vestige of a beginning, no prospect of an end. »

  « The present is the key to the past. » (« Le présent est la clé du passé »)

  Les mystères des continents

  Depuis les premières cartographies globales, la correspondance des côtes africaines et sud-américaines a suggéré une séparation d'un ancien supercontinent.

  La théorie de la dérive des continents

  En 1915, le météorologue Alfred Wegener (1880-1930) a proposé la théorie de la dérive des continents.

  Selon Wegener

  • Les continents actuels sont les fragments d'un ancien supercontinent appelé « Pangée » (~200 Ma).

  • 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 de la Terre, poussant les continents des pôles vers l'équateur.

  La dérive des continents: Évidence géologique d'appui

  Plusieurs types d'évidences ont soutenu la théorie de Wegener:

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

  • Continuité d'espèces de fossiles (habitants terrestres ou d'eau douce) sur différents continents.

  • Preuves de glaciations sur des continents aujourd'hui tropicaux, et vice-versa.

  • Mouvements globaux détectés par des mesures géodésiques et astronomiques (bien que les premières mesures de Wegener aient été imprécises).

  Problèmes de

  la théorie

  Malgré les évidences, la théorie de Wegener a rencontré de fortes oppositions:

  • Mesures initiales erronées et taux de déplacement surestimés.

  • Impossibilité physique pour les continents de se déplacer à travers une croûte océanique rigide.

  • Forces centrifuges trop faibles pour expliquer le déplacement.

  • Théorie unidirectionnelle, sans notion de cycles.

  • Aucune explication sur l'origine des continents.

  La communauté scientifique a majoritairement rejeté les idées de Wegener. Cependant, certains scientifiques comme Alexander du Toit et Arthur Holmes les ont soutenues et développées (Holmes a même proposé la convection mantellique comme mécanisme).

  Nouvelles évidences

  Entre les années 1940 et 1960, un nouveau programme de recherche sur les fonds marins a apporté des preuves cruciales pour la théorie de la tectonique des plaques.

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

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

  • Cartographie des anomalies magnétiques sur le plancher océanique.

  • Établissement d'un réseau global de sismographes pour localiser les séismes et comprendre la sismicité.

  Bathymétrie des fonds marins (modèle moderne numérique)

  La bathymétrie moderne a confirmé des caractéristiques océaniques majeures:

  • Augmentation de la profondeur symétriquement autour de la dorsale médio-océanique, qui est une caractéristique globale.

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

  Le Projet Mohole a tenté de percer le Moho océanique sans succès, le forage le plus profond n'atteignant que 2,1 km dans la croûte océanique.

  • La structure de la croûte océanique est quasi uniforme.

  • La croûte océanique est composée de roches ignées basiques.

  • Les dorsales médio-océaniques forment une chaîne de montagnes sous-marine globale d'environ 60 000 km de long.

  • Le fond marin s'enfonce (subsidence) à mesure qu'il s'éloigne de la dorsale.

  Ces observations ont conduit à l'hypothèse de l'expansion des fonds océaniques, proposée 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 la distance à la dorsale est grande, plus le plancher océanique est vieux.

  Le puzzle des continents

  • Un ajustement quasi parfait des continents autour de l'Atlantique est obtenu en tenant compte des plateformes continentales (ou marges continentales), qui sont les régions sous-marines où la profondeur de l'eau est <200 m.

  • La distance actuelle entre ces continents est le résultat de la création de nouveau plancher océanique (expansion de l'océan Atlantique).

  Cela a résolu les problèmes physiques de la théorie de Wegener, démontrant la dérive des continents sans les contraintes mécaniques initiales.

  Évidence 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.

  • La polarité magnétique est la direction de la magnétisation des roches par rapport au nord magnétique actuel.

  • Ce lien entre les anomalies magnétiques et 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

  • L'expansion des fonds marins a été établie vers 1962.

  • Les mouvements horizontaux entre les dorsales et les zones orogéniques ont permis à John Tuzo Wilson (1908-1993) de caractériser les failles transformantes en 1965.

  • La destruction du plancher océanique aux fosses océaniques a été établie vers 1967, démontrant que la Terre n'est pas en expansion constante.

  • La théorie de la tectonique des plaques a été formulée vers 1967-1968 par des chercheurs comme Tuzo Wilson, McKenzie, Parker et Morgan.

  • Cette théorie fondamentale postule que la surface de la Terre est composée de « plaques » quasi-rigides.

  En 2017 fut célébré le 50ᵉ anniversaire des présentations au congrès AGU par W. Jason Morgan et Dan McKenzie sur la théorie complète de la Tectonique des Plaques.

  Cependant, des questions restent...

  Malgré l'acceptation de la théorie de la tectonique des plaques, des débats persistent, notamment concernant le début de ce système et les processus géodynamiques antérieurs.

  • La majorité des chercheurs suggèrent un début des tectoniques de type « moderne » pendant l'Archéen. Cependant, des opinions extrêmes situent ce début du Hadéen au Néoprotérozoïque.

  • Il est difficile de prouver ces hypothèses en raison du manque de preuves géologiques antérieures à 4 Ga.

  La Terre archéenne et les défis

  La compréhension des caractéristiques des terrains archéens est essentielle pour retracer l'évolution précoce de la Terre.

  Caractéristiques des terrains archéens

  • La croûte était composée de TTG (tonalite, trondheimite, granodiorite) et de ceintures volcano-sédimentaires (komatiites).

  • Absence de certains assemblages lithotectoniques caractéristiques de la tectonique des plaques moderne, tels que les ophiolites, les schistes bleus, les éclogites, et les zones de mélange.

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

  • Présence de fabriques structurales verticales et subverticales (« dômes et bassins »).

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

  • Un gradient thermique plus élevé.

  Évidence et supercontinents

  L'assemblage et la rupture des supercontinents jalonnent l'histoire de la Terre.

  • ~300 Ma: Assemblage du supercontinent Pangée.

  • ~540 Ma: Assemblage du supercontinent Gondwana.

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

  • ~850 Ma: Hamilton (2011) propose cette date pour le début de la tectonique moderne.

  • ~900 Ma: Plus vieilles occurrences de schistes bleus.

  • ~1 Ga: Stern (2005) propose cette date pour le début de la tectonique moderne.

  • ~1.23 Ga: Assemblage du supercontinent Rodinia.

  • ~1.8 Ga: Assemblage du supercontinent Columbia/Nuna.

  • ~2.1 Ga: Plus vieille éclogite HP (Haute Pression) de subduction.

  Ces données, bien que sujettes à débat, aident à formuler des chronologies pour le début de la tectonique des plaques moderne.

  Messages clés

  • La Terre possède une structure interne complexe définie par ses propriétés compositionnelles et rhéologiques.

  • Les ondes sismiques ont été fondamentales pour comprendre la stratigraphie interne de la Terre, notamment la distinction entre le noyau externe fluide et le noyau interne solide.

  • La forme ellipsoïdale de la Terre est due à l'équilibre entre la gravité et la force centrifuge de sa rotation.

  • Les anomalies gravitationnelles et du géoïde sont des indicateurs des variations de densité internes et sont utilisées pour étudier l'isostasie.

  • Le comportement rhéologique (élastique, plastique, cassant, ductile) des matériaux terrestres varie en fonction de la température, de la pression et de l'échelle de temps.

  • La théorie de la dérive des continents de Wegener, bien que révolutionnaire, manquait d'un mécanisme physique plausible et a été réévaluée par de nouvelles évidences sur les fonds marins.

  • La découverte des dorsales médio-océaniques, des anomalies magnétiques en bandes et l'expansion des fonds océaniques ont mené à la théorie acceptée de la tectonique des plaques.

  • Des questions subsistent quant au début de la tectonique des plaques moderne et aux processus géodynamiques de la Terre archéenne.

Concepts fondamentaux: la structure et la dynamique de la Terre

La structure interne de la Terre

La Terre est définie par ses propriétés compositionnelles et rhéologiques.

Composition

• Croûte & Manteau: Principalement minéraux silicatés.

• Noyau interne & externe: Principalement fer et nickel.

Rhéologie (physique)

• Croûte & Manteau: Solides.

• Lithosphère (croûte + partie du manteau supérieur): Rigide

• Asthénosphère: Solide mais ductile.

• Noyau externe: Fluide.

• Noyau interne: Solide.

La composition de la Terre

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

• Croûte et Manteau: composés d'oxydes de silicium.

• Noyau: fer (avec nickel et éléments plus légers).

Découverte de la structure interne de la Terre

Basée sur les études globales des ondes sismiques.

• Vitesse de propagation: Dépend de la densité (plus la densité est grande, plus la vitesse est rapide).

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

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

• Lois de réflexion/réfraction: Les ondes suivent ces lois, entraînant des trajets courbés car la densité augmente avec la profondeur.

Présence d'un noyau fluide

• Ondes P: Réfraction vers l'intérieur à la frontière manteau-noyau (diminution de vitesse), créant une zone d'ombre.

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

Noyau externe et interne

• Réfractions des ondes P:

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

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

• Noyau externe: Fluide.

• Noyau interne: Solide.

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

Trajets des ondes sismiques et temps d'arrivée

• « Moho » (discontinuité de Mohorovic): Changement abrupt de vitesse sismique (transition croûte-manteau).

• La complexité des arrivées est due aux réfractions, réflexions et conversions (P→S, S→P).

• Les variations des temps d'arrivée permettent de déduire la structure interne.

Structure radiale de la Terre: modèles sismiques

• Modèles de référence 1D (variation de vitesse sismique avec la profondeur).

• Discontinuités majeures:

  • 410-km: transformation d'olivine.

  • 660-km: transformation d'olivine.

  • CMB (2891 km, discontinuité de Gutenberg): frontière manteau - noyau externe.

  • ICB (5149 km, discontinuité de Lehmann): frontière noyau externe / noyau interne.

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

La forme de la Terre

• Forme des corps célestes: Les planètes se comportent comme des fluides à grande échelle, prenant une forme sphérique sous l'effet de leur propre gravité (énergie potentielle minimisée).

• Effets combinés: Gravité + force centrifuge (rotation) → ellipsoïde (aplatissement aux pôles).

• Aplatissement: Dépend du taux de rotation (plus rapide → plus aplati).

Rayon polaire (): 6357 km | Rayon équatorial (): 6378 km

Le champ gravimétrique terrestre

• Force gravitationnelle: Attraction entre deux masses.

  (Loi de Newton)

• Accélération de la gravité () à la surface:

  où = masse de la Terre, = rayon de la Terre, = constante gravitationnelle ().

• Valeur moyenne de : .

• Champ gravimétrique par potentiel: , où .

• Le potentiel gravitationnel est inversement proportionnel à la distance.

La surface équipotentielle

• Surface équipotentielle: 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: surface équipotentielle qui correspond au niveau moyen des mers (sans variations à petite échelle).

• Sa forme globale est déterminée par les observations gravimétriques et altimétriques satellitaires.

• Présente des variations de par rapport à un ellipsoïde uniforme, dues aux variations de densité internes.

Les anomalies du géoïde

• Un déficit de masse → abaissement de la surface du géoïde.

• Les anomalies de masse (densité) dans la croûte et le manteau perturbent la surface équipotentielle.

• Elles causent des déviations de la direction de par rapport à la verticale géographique.

Variations du champ gravimétrique terrestre

• Anomalie gravitationnelle: Différence entre la valeur mesurée de (corrigée) et une valeur de référence théorique (Terre à symétrie elliptique).

• Corrections:

  • Élépticité de la Terre (fonction de la latitude).

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

• Types de correction pour l'élévation:

  • Correction d'air libre: Correction d'élévation seulement ().

  • Correction de Bouguer: Correction pour le matériel entre la surface et le niveau de référence (élévation et densité) ().

• Les variations de courte échelle sont utilisées pour étudier la bathymétrie (air libre) et les continents (Bouguer).

Topographie: élévation positive (altitude) | Bathymétrie: élévation négative (profondeur des océans).

Gravité et topographie: Corrélations

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

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

L'isostasie

• Modèles d'isostasie: J.H. Pratt et G. Airy expliquent les corrélations gravité-topographie.

• Principe fondamental: Il existe une profondeur de compensation où toutes les pressions hydrostatiques (poids des colonnes de matière) sont égales.

• Égalité de poids () par:

  1. Modèle d'Airy: Changements d'épaisseur des couches sans changement latéral de densité. Ex: racines crustales sous les montagnes.

  2. Modèle de Pratt: Changements latéraux de densité sans changement des épaisseurs. Ex: manteau chaud sous les dorsales (densité plus faible).

  3. Combinaison des deux.

• Ces modèles sont des applications du principe d'Archimède (flottabilité de la lithosphère dans l'asthénosphère ductile).

Concepts de la rhéologie

• Rhéologie: Étude de la déformation d'un matériel sous contrainte (forces).

• Le type de déformation dépend du type de roche, de la pression, de la température et, surtout, de l'échelle de temps.

• Ex: le manteau est solide à l'échelle humaine mais se comporte comme un fluide visqueux (convection) à l'échelle géologique.

Régimes rhéologiques

• Régime élastique: Déformation () proportionnelle à la contrainte () (Loi de Hooke). Annullation de la déformation après suppression de la contrainte.

• Régime plastique: Au-delà de la limite d'élasticité (), une déformation permanente persiste (ex: plis).

• Matériaux ductiles: Plasticité significative (ex: le manteau terrestre).

• Rupture: Si la contrainte dépasse la force de fracture (), le matériel subit une fracture irréversible.

Le régime cassant ou comportement fragile

• Déc

rit par la loi de friction de Byerlee (1978).

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

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

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

• Contrainte effective (): (lithostatique) - (hydrostatique).

• Loi de Byerlee (~ pour ).

Le mouvement ou comportement ductile

• Régi par des lois de fluage non-linéaire, dépend de la composition et du temps.

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

• Ex: Matériel viscoélastique de Maxwell → élastique à court terme, fluide visqueux à long terme.

• Relation contrainte-taux de déformation pour un fluide visqueux: ( = viscosité).

• Dans le régime ductile, le taux de déformation dépend exponentiellement de la température et de la pression.

Conséquences physiques

• La viscosité diminue exponentiellement avec la température.

• La température et la pression sont clés pour le changement de régime rhéologique (ex: croûte supérieure cassante, croûte inférieure ductile).

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

Aspects géologiques

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

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

• La "jelly sandwich" ou "Christmas tree": forme de la résistance mécanique sous les continents.

• LITHOSPHÈRE: rigide, forte résistance (croûte + ~50-200 km du manteau supérieur).

• ASTHÉNOSPHÈRE: solide mais ductile, faible résistance (couche mantellique sous la lithosphère).

• Transition fragile-ductile: Dans la croûte continentale, le quartz et le feldspath montrent des comportements différents à des températures variées.

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

Géologie historique

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

• James Hutton (fin 18e siècle): observations géologiques suggèrent une Terre beaucoup plus ancienne.

• → Théorie de l'Uniformitarisme: l'évolution géologique lente et continue ("Le présent est la clé du passé").

Les mystères des continents

• Depuis les premières cartographies, correspondance des côtes (Afrique de l'Ouest/Amérique du Sud-Est).

• Antonio Snider-Pellegrini (1858) déjà évoquait une séparation.

La théorie de la dérive des continents

• Alfred Wegener (1915):

  • Les continents proviennent d'un supercontinent "Pangée" (~200 Ma).

  • Les continents se déplacent.

  • Cause: forces centrifuges de la rotation de la Terre (non valide).

  • Mouvement des pôles vers l'équateur (non valide).

• Évidence géologique d'appui:

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

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

  • Évidence de glaciations dans régions tropicales actuelles, et vice-versa.

  • Mouvements globaux mesurés géodésiquement.

• Problèmes

de la théorie de Wegener:

• Mesures imprécises, pas de chronométrie, vitesses de déplacement trop grandes.

• Mécanisme non réaliste (roches océaniques trop dures).

• Forces centrifuges trop faibles.

• Théorie unidirectionnelle, pas de cycles.

• Pas d'explication de l'origine des continents.

• Exceptions: Alexander du Toit, Arthur Holmes (proposa la convection mantellique).

Nouvelles évidences (1940-1960)

• Cartographie des fonds marins:

  • Découverte des dorsales médio-océaniques et fosses marines par Marie Tharp et Bruce Heezen.

  • Profondeur des océans augmente symétriquement autour des dorsales.

• Amélioration de l'échantillonnage et datation des roches.

• Cartographie des anomalies magnétiques sur le plancher océanique.

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

• Hypothèse de l'expansion des fonds océaniques (Harry Hess, Robert Dietz):

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

  • Plus la distance à la dorsale est grande, plus le plancher océanique est vieux.

Le puzzle des continents

• Ajustement quasi parfait des continents autour de l'Atlantique en considérant les plateformes continentales.

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

Évidence des anomalies magnétiques

• Bandes de polarité magnétique normale et inversée dans les roches volcaniques, symétriques autour des dorsales.

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

Développement de la théorie de la tectonique des plaques

• Expansion des fonds marins établie (~1962).

• Failles transformantes caractérisées par John Tuzo Wilson (1965) (mouvements horizontaux entre dorsales et zones orogéniques).

• Destruction du plancher océanique aux fosses océaniques établie (~1967) (la Terre n'est pas en expansion).

• Établissement de la théorie de la tectonique des plaques (~1967-1968 par Wilson, McKenzie, Parker, Morgan).

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

• Célébration du 50e anniversaire en 2017 des présentations d'AGU.

Cependant, des questions restent...

• Débats sur le début du système de tectonique des plaques et les processus géodynamiques précédents.

• Majorité des chercheurs suppose un début "moderne" à l'Archéen, mais des avis varient (Hadéen au Néoprotérozoïque).

• 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, etc.).

  • 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.

Évidence et Supercontinents

• Pangaea: c. 300 Ma.

• Gondwana: c. 540 Ma.

• Première éclogite UHP non équivoque: c. 620 Ma.

• Plus ancien schiste bleu: c. 900 Ma.

• Rod

SCT4003: Introduction à la Géodynamique et la Tectonique Globale

Ce cours, donné par Fiona Darbyshire, explore les concepts fondamentaux de la structure et de la dynamique de la Terre, et se penche sur le développement historique de la théorie de la tectonique des plaques.

Horaire et Évaluation du Cours

• Cours magistraux et TP : 15 janvier 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. Le premier TP est le 22 janvier 2026.

Contenu du Cours

• Concepts fondamentaux pour la structure et la dynamique de la Terre.

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

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

• Points chauds et panaches mantelliques.

• Mesures géodésiques terrestres et par satellite : altimétrie, gravimétrie, GPS et InSAR ; études des autres planètes.

• Sismologie : physique des séismes, types de faille, distribution de sismicité.

• Sismologie comme outil pour déduire la structure interne de la Terre.

• Nouveaux développements conjoints en géodésie et sismologie – découvertes récentes.

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

• La géodynamique : transfert de chaleur dans la Terre, caractéristiques physiques et convection du manteau.

• Le cycle de Wilson : les étapes tectoniques de l'ouverture et fermeture de bassins océaniques.

• Les rifts continentaux, les bassins sédimentaires, les marges continentales et les fonds océaniques.

• La subduction : structures, processus et rôle dans la formation des continents.

• Les collisions continentales : la tectonique des orogénèses, les processus physiques, les ophiolites.

Concepts Fondamentaux : La Structure et la Dynamique de la Terre

La Structure Interne de la Terre

La Terre est divisée en plusieurs couches, définies par leur composition et leur rhéologie (comportement physique).

Composition

• Croûte et manteau : Composés principalement de minéraux silicatés.

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

Rhéologie

• Croûte et manteau : Solides.

• Lithosphère : (Croûte + une 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 principalement composés de minéraux d'oxydes de silicium. Le noyau est principalement composé de fer, avec un peu de nickel et de faibles quantités d'éléments plus légers. De nombreux autres éléments sont présents, mais en plus faible abondance.

Découverte de la Structure Interne de la Terre

La connaissance de la structure interne de la Terre provient principalement des études globales des ondes sismiques.

• Les vitesses de propagation des ondes sismiques dépendent de la densité du matériau : plus la densité est grande, plus rapide est la propagation.

• 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, ce qui cause des trajets courbés dans un corps où la densité augmente avec la profondeur.

Présence d'un Noyau Fluide

• Pour les ondes P : La réfraction à la frontière manteau-noyau est due à une diminution de vitesse sismique, ce qui entraîne une réfraction vers l'intérieur. Cette réfraction crée une zone d'ombre (« P-wave shadow zone ») pour certaines distances séisme-station.

• Pour les ondes S : Le noyau externe est fluide. Les ondes S ne peuvent donc pas s'y propager, ce qui crée une grande zone d'ombre pour les ondes S.

Noyau Externe et Interne

• Les réfractions des ondes P aux frontières (manteau vers noyau externe, puis noyau externe vers noyau interne) provoquent une distribution complexe des trajets des ondes sismiques.

• Les ondes P peuvent se convertir partiellement en ondes S et vice-versa.

• Le noyau externe est fluide, tandis que le noyau interne est solide.

• La découverte des noyaux de la Terre a été effectuée grâce aux données sismiques globales par Oldman (1906), Jeffreys (1926) et Lehmann (1936).

Réfractions et Réflexions Superficielles (échelle de la croûte)

La « Moho » (discontinuité de Mohorovičić) représente un changement abrupt de vitesse sismique associé à la transition croûte-manteau.

La complexité des arrivées d'ondes sismiques (due aux réfractions, réflexions et conversions internes et en surface) est utilisée pour déduire la structure interne de la Terre.

Trajets des Ondes Sismiques et Temps d'Arrivée

Chaque trajet d'onde sismique est associé à un code spécifique, avec des lettres majuscules et minuscules représentant différents trajets:

Structure Radiale de la Terre : Modèles Sismiques

Les modèles de référence 1D décrivent la variation de vitesse sismique avec la profondeur:

• 410-km : Transformation d'olivine ().

• 660-km : Transformation d'olivine ().

• CMB (Core-Mantle Boundary) : Discontinuité de Gutenberg (2891 km), frontière manteau - noyau externe.

• ICB (Inner Core Boundary) : Discontinuité de Lehmann (5149 km), frontière noyau externe / noyau interne.

Exemples de modèles : JB (Jeffreys & Bullen, 1940), IASP91 (Kennett & Engdahl, 1991).

La Forme de la Terre

La Terre n'est pas une sphère parfaite ; elle est un ellipsoïde aplati aux pôles en raison de sa rotation.

Le rayon polaire () est de 6357 km, tandis que le rayon équatorial () est de 6378 km.

À grande échelle, la Terre et les autres corps célestes se comportent comme des fluides. Un corps de fluide sous son propre champ gravitationnel tend à prendre une forme sphérique. La combinaison de la gravité et de la force centrifuge (due à la rotation) modifie cette forme en un ellipsoïde. L'aplatissement est proportionnel au taux de rotation.

Le Champ Gravimétrique Terrestre

La force gravitationnelle est une interaction physique qui provoque une attraction entre des objets massifs.

La force gravitationnelle entre deux masses ponctuelles () à une distance est donnée par la Loi de Newton :

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

• La valeur moyenne de à la surface est de 9,81 m s.

Le champ gravimétrique peut également être exprimé par rapport à un potentiel (énergie potentielle gravitationnelle, ), dont l'accélération gravitationnelle est le gradient :

Le potentiel gravitationnel est inversement proportionnel à la distance . Le signe négatif indique que l'énergie potentielle diminue dans la direction de la force gravitationnelle (vers le bas).

La Surface Équipotentielle

Une surface équipotentielle est une surface sur laquelle le potentiel gravitationnel est constant. L'accélération gravitationnelle est toujours perpendiculaire à ces surfaces.

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 des mers (sans les variations à courte échelle comme les vagues). Il représente la forme de la Terre. Sa forme globale est déterminée par des observations gravimétriques et altimétriques satellitaires.

Le géoïde terrestre montre des variations de ±100m par rapport à un ellipsoïde uniforme, ce qui s'explique par les variations de densité internes de la Terre.

Les Anomalies du Géoïde

Les anomalies de masse (densité) dans la croûte et le manteau supérieur perturbent la surface équipotentielle (géoïde), créant des anomalies de hauteur. Un déficit de masse entraîne un abaissement de la surface. La direction de l'accélération de la pesanteur est toujours perpendiculaire à la surface équipotentielle. Ces anomalies de masse entraînent aussi des déviations de cette direction par rapport à la verticale géographique.

Variations du Champ Gravimétrique Terrestre

Une anomalie gravitationnelle est la différence entre une valeur mesurée de (corrigée) et une valeur de référence théorique pour un lieu donné.

Des corrections sont appliquées aux mesures de pour tenir compte de :

• L'ellipticité de la Terre : une formule dépendant de la latitude.

• L'élévation : plus l'élévation est grande, plus la valeur de est faible (car ).

Deux types de corrections d'élévation sont pertinentes :

• Correction d'air libre : une correction tenant compte uniquement de l'élévation (). Utilisée pour étudier la bathymétrie des fonds océaniques.

• Correction de Bouguer : une correction tenant compte du matériau entre la surface et le niveau de référence (élévation et densité) (). Principalement utilisée pour les études continentales.

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 Moho est la frontière croûte-manteau, définie sismiquement.

Gravité et Topographie : Corrélations

• Il existe une corrélation entre l'épaisseur de la croûte et l'anomalie de Bouguer : plus la croûte est épaisse, plus l'anomalie est négative. Ceci est dû au fait que la croûte est moins dense que le manteau, créant un déficit de masse.

• Il y a aussi une corrélation entre l'épaisseur de la croûte et la topographie : les régions de haute topographie (comme les chaînes de montagnes) possèdent une « racine » crustale plus épaisse.

Ces corrélations sont expliquées par l'équilibre isostatique des couches superficielles de la Terre.

L'Isostasie

L'isostasie est le concept selon lequel la lithosphère flotte sur le manteau ductile, comme un iceberg sur l'eau. Les modèles d'isostasie de J.H. Pratt et G. Airy ont tenté d'expliquer ces corrélations.

Le principe d'isostasie est équivalent au principe de pression hydrostatique. Il existe une profondeur de compensation où les pressions hydrostatiques sont égales. Les poids de toutes les colonnes de matière au-dessus de cette profondeur sont égaux. Cela signifie que la compensation peut être accomplie par :

• Des changements d'épaisseur des couches sans changement latéral de densité (Modèle d'Airy).

• Des changements latéraux de densité sans changement des épaisseurs (Modèle de Pratt).

• Une combinaison des deux.

Exemples géologiques classiques :

• Modèle d'Airy : Variations latérales d'épaisseur (ex. : chaîne de l'Himalaya/Tibet avec une croûte épaisse).

• Modèle de Pratt : Variations latérales de densité (ex. : Dorsale médio-atlantique avec du manteau chaud moins dense).

En réalité, la situation est souvent une combinaison des deux modèles. L'isostasie est une application du principe d'Archimède. La lithosphère peut supporter des contraintes significatives (20-30 MPa) pendant des périodes prolongées sans compensation locale immédiate.

Concepts de la Rhéologie

La rhéologie étudie la déformation d'un matériau sous l'effet de contraintes (forces). Le type de déformation dépend de facteurs tels que le type de roche, la pression, la température et l'échelle de temps.

• À courte échelle de temps (p.ex. la vie humaine), le manteau est solide (permettant la propagation des ondes sismiques).

• À échelle géologique, le manteau se comporte comme un fluide visqueux, capable de s'écouler par convection.

Régimes Rhéologiques

• Régime élastique : La déformation () est proportionnelle à la contrainte () (Loi de Hooke). La déformation est réversible. Si la contrainte dépasse une valeur (force de fracture), le matériau peut se fracturer.

• Régime plastique : Lorsque la contrainte dépasse la limite d'élasticité (), la déformation devient permanente (irréversible), même après la suppression de la contrainte (ex. : les plis). Les matériaux présentant une plasticité significative sont dits ductiles.

• Régime cassant ou comportement fragile : Décrit par la Loi de friction de Byerlee (1978), établissant une relation linéaire entre la contrainte normale et la contrainte cisaillante sur des plans de fracturation préexistants. Ce comportement est quasi indépendant de la nature du matériau (sauf argiles et sels) et de la température.

La contrainte effective est influencée par la pression lithostatique () et hydrostatique ().

La Loi de Byerlee () dépend de la contrainte effective ():

Le Mouvement ou Comportement Ductile

Le comportement ductile est régi par des lois de fluage non-linéaire et dépend de la composition des matériaux et du temps. La contrainte déviatorique nécessaire pour la 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.

Pour

un fluide visqueux, la relation entre la contrainte et le taux de déformation dépend de la viscosité () :

Dans le régime ductile, le taux de déformation () est lié à la température (), la pression (), et d'autres paramètres :

Où pour un fluide Newtonien, et pour le manteau.

Conséquences Physiques

• La viscosité diminue exponentiellement avec la température.

• La température et la pression sont cruciales pour le changement de régime rhéologique (ex. : croûte supérieure cassante, croûte inférieure ductile).

• La résistance mécanique d'un matériau dépend de la contrainte maximale qu'il peut supporter, qui elle-même dépend de la pression, de la température et du taux de déformation.

Aspects Géologiques

• La résistance mécanique du quartz est plus faible que celle de l'olivine. En conséquence, 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 de « jelly sandwich » ou « Christmas tree » au profil de résistance mécanique sous les continents.

• 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.

Le profil de résistance mécanique de la lithosphère continentale en compression montre que la transition fragile-ductile se produit dans la croûte continentale entre le comportement ductile du quartz et le comportement fragile du feldspath, à des températures de 250-350°C. À plus basses températures, les deux sont fragiles.

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

Géologie Historique

• Avant le 18ᵉ siècle : Théorie du Catastrophisme (la forme de la Terre est le résultat de catastrophes bibliques).

• James Hutton (1726-1797) : Un des pères de la géologie moderne. Ses observations suggèrent une Terre bien plus ancienne et ont contribué à la théorie de l'Uniformitarisme : l'évolution géologique est lente, avec des processus constants au fil du temps.

« Le présent est la clé du passé. »

Les Mystères des Continents

Dès les premières cartographies globales, une correspondance a été notée entre les côtes d'Afrique de l'Ouest et d'Amérique du Sud-Est, suggérant la séparation d'un supercontinent passé.

La Théorie de la Dérive des Continents

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

• Les continents actuels sont des fragments d'un supercontinent unique, la « Pangée », qui existait 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 serait causée par les forces centrifuges de la rotation de la Terre, poussant les continents des pôles vers l'équateur.

La Dérive des Continents : Évidence Géologique d'Appui

• Continuité de structures et formations géologiques : Des structures géologiques similaires se retrouvent sur différents continents séparés par des océans.

• Continuité d'espèces de fossiles : Des fossiles d'habitants terrestres ou d'eau douce sont découverts sur des continents éloignés.

• Évidence de glaciations : Présence de traces de glaciations dans des continents aujourd'hui tropicaux, et de climats tropicaux aux latitudes nordiques.

• Mouvements globaux : Enregistrements par des mesures géodésiques et astronomiques.

Problèmes de la Théorie de Wegener

Malgré les évidences, la théorie de Wegener a initialement été rejetée par une grande partie de la communauté scientifique en raison de plusieurs problèmes :

• Mesures imprécises, manque de chronométrie, et des taux de déplacement surestimés.

• Le mécanisme proposé (continents traversant la croûte et le manteau océanique rigides) n'était pas physiquement réaliste.

• Les forces centrifuges étaient jugées trop faibles pour déplacer les continents.

• La théorie était unidirectionnelle, sans notion de cycles.

• Aucune explication pour l'origine des continents.

Des exceptions notables :

• Alexander du Toit (1878-1948) : Géologue sud-africain qui a étudié la continuité des fossiles et des structures glaciaires dans l'hémisphère sud, soutenant Wegener.

• Arthur Holmes (1890-1965) : A proposé un mécanisme de déplacement des continents basé sur les courants de convection mantellique, bien avant son temps.

Nouvelles Évidences (Années 1940-1960)

Un nouveau programme de recherche sur les fonds marins a apport

• Cartographie de la bathymétrie des océans : Découverte des dorsales médio-océaniques et des fosses marines par Marie Tharp et Bruce Heezen.
• Amélioration de l'échantillonnage et datation des roches.
• Cartographie des anomalies magnétiques : Observation de bandes symétriques de polarité magnétique normale et inversée sur les fonds océaniques.
• Réseau global de sismographes : Amélioration de la localisation des séismes et de la connaissance de la distribution de la sismicité.

Bathymétrie des Fonds Marins (Modèle Numérique Moderne)

• Augmentation de la profondeur de manière symétrique autour de la dorsale océanique.
• Profondeur proportionnelle à la racine carrée de la distance à la dorsale.
• La structure de la croûte océanique est presque uniforme et composée de roches ignées basiques.
• Le système des dorsales médio-océaniques est une chaîne de montagnes mondiale de ~60 000 km.
• Le fond marin s'enfonce à mesure qu'il s'éloigne de la dorsale (subsidence).

Ces observations ont mené à l'hypothèse de l'expansion des fonds océaniques par Harry Hess et Robert Dietz : le plancher océanique se forme par volcanisme aux dorsales, puis se refroidit et s'écarte, devenant plus âgé avec la distance à la dorsale.

Le Puzzle des Continents

L'ajustement des continents autour de l'Atlantique est presque parfait lorsque les plateformes continentales (marges continentales) sont prises en compte. La distance actuelle est due à la création de nouveau plancher océanique (océan Atlantique), validant l'expansion des fonds océaniques et résolvant les problèmes physiques de la théorie de Wegener.

Évidence des Anomalies Magnétiques

Les sondages marins ont révélé des bandes de polarité magnétique (normale ou inversée) dans les roches volcaniques des fonds océaniques. Ces bandes sont disposées symétriquement autour des dorsales médio-océaniques.

Le lien entre ces anomalies et l'expansion des fonds océaniques a été établi par Fred Vine, Drummond Matthews et Lawrence Morley dans les années 1960.

Développement de la Théorie de la Tectonique des Plaques

• 1962 : Établissement de l'expansion des fonds marins.
• 1965 : Caractérisation des failles transformantes par John Tuzo Wilson, reliant les mouvements horizontaux entre les dorsales et les zones orogéniques.
• 1967 : Établissement de la destruction du plancher océanique aux fosses océaniques, expliquant que la Terre n'est pas en expansion constante.
• 1967-1968 : Établissement de la théorie de la tectonique des plaques par Tuzo Wilson, McKenzie, Parker et Morgan.

La théorie fondamentale stipule que la surface de la Terre est composée d'une série de « plaques » quasi-rigides en mouvement.

Questions Persistantes

Bien que la théorie de la tectonique des plaques soit largement acceptée, des débats persistent concernant l'initiation du système de tectonique des plaques et les processus géodynamiques antérieurs. La plupart des chercheurs suggèrent un début aux temps modernes pendant l'Archéen, mais des avis extrêmes existent (du Hadéen au Néoprotérozoïque). Il est difficile de prouver ces hypothèses en raison du manque de preuves géologiques antérieures à 4 milliards d'années.

La Terre Archéenne et les Défis

Caractéristiques des terrains archéens :

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

Les preuves de supercontinents et l'évolution tectonique montrent une complexité croissante des processus tectoniques au fil du temps géologique.

Points Clés à Retenir

• La structure interne de la Terre est définie par sa composition (croûte, manteau, noyau) et sa rhéologie (lithosphère rigide, asthénosphère ductile, noyaux fluide et solide).
• Les ondes sismiques sont l'outil principal pour l'étude de la structure interne de la Terre, révélant les différentes couches et leurs propriétés.
• La Terre est un ellipsoïde aplati aux pôles en raison de sa rotation, et son champ gravitationnel varie en fonction de la densité interne. Le géoïde représente une surface équipotentielle.
• Le concept d'isostasie explique comment la lithosphère est en équilibre avec l'asthénosphère, compensant les variations de topographie et de densité.
• Le comportement rhéologique des roches (élastique, plastique, cassant, ductile) dépend fortement de la température, de la pression et de l'échelle de temps.
• La théorie de la dérive des continents de Wegener, initialement rejetée, a été réhabilitée et développée en théorie de la tectonique des plaques grâce à de nouvelles évidences (bathymétrie, anomalie magnétique, sismicité) dans les années 1940-1960.
• La théorie de la tectonique des plaques explique la formation des fonds océaniques, les failles transformantes, et la subduction, mais les origines précises de ce régime tectonique restent un sujet de recherche actif.