La Terre est une planète structurée en enveloppes concentriques emboîtées, de composition chimique et d'état physique différents. On distingue, de la surface vers le centre : la croûte, le manteau et le noyau. Ces enveloppes ne sont pas accessibles à l'observation directe (le forage le plus profond n'atteint que quelques kilomètres) : leur connaissance repose essentiellement sur l'étude indirecte de la propagation des ondes sismiques.
La croûte continentale, qui porte les continents, a une épaisseur moyenne de 30 à 40 km (pouvant dépasser 70 km sous les grandes chaînes de montagnes) ; elle est essentiellement constituée de roches granitiques, de densité relativement faible (environ 2,7). La croûte océanique, qui constitue le plancher des océans, est beaucoup plus mince (5 à 10 km) et formée de roches basaltiques, plus denses (environ 3,0). Cette différence de densité explique pourquoi la croûte continentale « flotte » plus haut que la croûte océanique (principe de l'isostasie).
Sous la croûte s'étend le manteau, qui représente à lui seul environ 82 % du volume terrestre, jusqu'à une profondeur d'environ 2900 km. Le manteau supérieur (jusqu'à environ 700 km de profondeur) comprend une partie rigide, associée à la croûte pour former la lithosphère (environ 100 km d'épaisseur), et une partie plus ductile, partiellement fondue et déformable, l'asthénosphère, sur laquelle « glisse » la lithosphère. Le manteau inférieur (de 700 à 2900 km) est solide mais soumis à des pressions et températures très élevées ; il est le siège de mouvements de matière très lents à l'état solide.
Le noyau, de 2900 km à 6371 km de profondeur (le centre de la Terre), est essentiellement composé de fer et de nickel. Le noyau externe (2900 à 5150 km) est à l'état liquide ; ses mouvements de convection, couplés à la rotation de la Terre, sont à l'origine du champ magnétique terrestre. Le noyau interne (graine) (5150 à 6371 km) est solide, malgré une température très élevée (jusqu'à environ 5000-6000 °C), en raison de l'énorme pression qui y règne.
Lors d'un séisme, le foyer libère de l'énergie sous forme d'ondes sismiques qui se propagent à travers tout le globe et sont enregistrées en surface par des appareils appelés sismographes, produisant des tracés appelés sismogrammes. On distingue deux grands types d'ondes de volume : les ondes P (ondes primaires, longitudinales, les plus rapides, capables de traverser aussi bien les milieux solides que liquides) et les ondes S (ondes secondaires, transversales, plus lentes, qui ne se propagent qu'à travers les milieux solides).
La vitesse de propagation des ondes sismiques varie selon la nature, la densité et l'état physique (solide ou liquide) des roches traversées. Ces variations de vitesse, ainsi que des brusques changements de trajet (réfraction, réflexion), permettent de repérer des discontinuités, c'est-à-dire des limites nettes entre enveloppes de propriétés différentes. La discontinuité de Mohorovičić (ou « Moho ») marque la limite entre la croûte et le manteau, où la vitesse des ondes P augmente brusquement. La discontinuité de Gutenberg, vers 2900 km de profondeur, marque la limite entre le manteau et le noyau ; à ce niveau, les ondes S disparaissent totalement, ce qui prouve que le noyau externe est liquide (les ondes S ne traversent pas les liquides), tandis que les ondes P sont fortement ralenties et déviées.
| Enveloppe | Profondeur approximative | État physique | Composition dominante |
|---|---|---|---|
| Croûte continentale | 0 à 30-40 km | Solide (rigide) | Roches granitiques |
| Croûte océanique | 0 à 5-10 km | Solide (rigide) | Roches basaltiques |
| Manteau supérieur | ~30 à 700 km | Solide rigide (lithosphère) puis ductile (asthénosphère) | Péridotites |
| Manteau inférieur | 700 à 2900 km | Solide, très lentement déformable | Silicates denses |
| Noyau externe | 2900 à 5150 km | Liquide | Fer et nickel |
| Noyau interne (graine) | 5150 à 6371 km | Solide | Fer et nickel |
Au début du XXe siècle (1912), le météorologue et géophysicien allemand Alfred Wegener propose la théorie de la dérive des continents : selon lui, tous les continents actuels formaient autrefois un seul supercontinent unique, la Pangée, entouré d'un océan unique (la Panthalassa). Ce bloc se serait fragmenté il y a environ 200 millions d'années, et les morceaux issus de la fragmentation auraient ensuite lentement « dérivé » à la surface du globe jusqu'à occuper leur position actuelle. À son époque, Wegener ne disposait pas d'un mécanisme physique convaincant pour expliquer le déplacement des continents, ce qui explique le rejet initial de sa théorie par une grande partie de la communauté scientifique ; elle ne sera pleinement validée qu'à partir des années 1960 avec la découverte de l'expansion océanique.
Wegener remarque que les contours actuels de certains continents s'emboîtent presque parfaitement, comme les pièces d'un puzzle. C'est le cas, de façon particulièrement frappante, du tracé des côtes de l'Afrique et de l'Amérique du Sud, de part et d'autre de l'océan Atlantique : la ligne côtière ouest-africaine et la ligne côtière est-sud-américaine présentent des concordances de forme qui suggèrent qu'elles étaient autrefois jointives.
On retrouve des fossiles identiques de certaines espèces animales et végétales disparues sur des continents aujourd'hui séparés par de vastes océans, alors que ces organismes n'auraient pas pu franchir de telles distances océaniques. C'est le cas du reptile fossile Mesosaurus (reptile aquatique d'eau douce), retrouvé à la fois en Afrique et en Amérique du Sud, ainsi que de la fougère fossile Glossopteris, retrouvée en Afrique, en Amérique du Sud, en Inde, en Australie et en Antarctique. La seule explication cohérente est que ces continents étaient réunis à l'époque où vivaient ces organismes.
Certaines formations rocheuses et certaines chaînes de montagnes anciennes présentent une continuité remarquable lorsqu'on rapproche les continents concernés : par exemple, des chaînes de montagnes d'âge et de nature identiques se poursuivent, une fois les continents rapprochés, entre la côte est de l'Amérique du Sud/Amérique du Nord et la côte ouest de l'Afrique/Europe. Ces formations, aujourd'hui séparées par l'océan Atlantique, formaient à l'origine une seule et même structure géologique continue.
On observe, sur des continents aujourd'hui très éloignés et situés sous des climats différents, des traces de glaciations anciennes similaires (stries glaciaires, dépôts glaciaires appelés tillites) datées de la même époque (fin de l'ère primaire), notamment en Afrique du Sud, en Amérique du Sud, en Inde et en Australie — régions aujourd'hui tropicales ou tempérées. Inversement, on trouve des traces de climats chauds (dépôts de charbon, récifs coralliens fossiles) dans des régions aujourd'hui froides. Ces indices ne s'expliquent que si ces continents étaient autrefois regroupés à des latitudes cohérentes avec ces climats, avant de dériver vers leur position actuelle.
L'exploration des fonds océaniques a révélé deux grandes structures caractéristiques. Les dorsales médio-océaniques sont d'immenses chaînes de montagnes sous-marines, longues de plusieurs dizaines de milliers de kilomètres, parcourant le milieu des océans ; elles présentent en leur axe une vallée centrale (rift) et sont le siège d'un volcanisme actif et d'une sismicité modérée. Les fosses océaniques sont, à l'inverse, de profondes dépressions linéaires (jusqu'à plus de 10 000 m de profondeur), situées en bordure de certains océans, associées à une forte activité sismique et volcanique : ce sont les zones de subduction.
Le manteau, bien que solide, se comporte à l'échelle des temps géologiques comme un matériau capable de se déformer très lentement. Les différences de température (plus chaud en profondeur, plus froid près de la surface) et donc de densité au sein du manteau engendrent des mouvements de convection : la matière chaude et moins dense remonte vers la surface, se refroidit, devient plus dense et redescend en profondeur, formant des cellules de convection. Ces courants de convection mantelliques constituent le principal moteur qui entraîne les plaques lithosphériques rigides posées sur l'asthénosphère.
La subduction est le processus par lequel une plaque lithosphérique océanique, plus dense et plus froide, s'enfonce et plonge sous une autre plaque (océanique ou continentale), au niveau d'une fosse océanique, pour être progressivement recyclée dans le manteau. Ce plongement s'accompagne d'une sismicité étagée en profondeur (plan de Wadati-Benioff) et d'un volcanisme explosif (arc volcanique) situé en arrière de la fosse, lié à la fusion partielle des roches sous l'effet de l'eau entraînée par la plaque plongeante.
L'expansion océanique est le mécanisme de création continue de nouvelle croûte océanique au niveau de l'axe des dorsales : le magma issu de la fusion partielle du manteau remonte le long du rift, se refroidit et se solidifie en formant du basalte, tandis que les deux plaques de part et d'autre de la dorsale s'écartent progressivement, repoussant la croûte plus ancienne latéralement. La croûte océanique est donc d'autant plus jeune qu'elle est proche de l'axe de la dorsale, et d'autant plus ancienne qu'elle en est éloignée.
Ce mécanisme a été confirmé de façon décisive par l'étude du paléomagnétisme des fonds océaniques. Le champ magnétique terrestre s'est inversé à de multiples reprises au cours des temps géologiques (inversions des pôles magnétiques nord et sud). Lorsque le magma des dorsales se solidifie, les minéraux magnétiques qu'il contient s'orientent selon le champ magnétique terrestre du moment et « enregistrent » cette orientation. L'étude du magnétisme des roches du plancher océanique révèle des bandes symétriques d'aimantation normale et inversée, disposées de part et d'autre de l'axe de la dorsale comme les images d'un miroir. Cette symétrie parfaite ne peut s'expliquer que par la formation continue de croûte nouvelle au niveau de la dorsale, suivie d'un écartement progressif des deux moitiés du plancher océanique — ce qui valide définitivement le mécanisme de l'expansion océanique.
La théorie de la tectonique des plaques, élaborée dans les années 1960-1970, réunit et prolonge la dérive des continents et l'expansion océanique en un modèle global et cohérent. Selon cette théorie, la lithosphère (croûte + partie rigide du manteau supérieur) n'est pas continue mais découpée en une douzaine de grandes plaques lithosphériques rigides (plaques africaine, eurasiatique, américaine, pacifique, etc.), qui « flottent » sur l'asthénosphère ductile et se déplacent les unes par rapport aux autres à une vitesse de quelques centimètres par an, sous l'effet des courants de convection mantelliques.
| Type de limite | Mouvement relatif des plaques | Phénomènes associés | Exemple |
|---|---|---|---|
| Limite divergente (constructive) | Écartement (les plaques s'éloignent l'une de l'autre) | Volcanisme basaltique, création de croûte océanique, sismicité modérée et superficielle | Dorsale médio-atlantique |
| Limite convergente (destructive) | Rapprochement / subduction ou collision | Volcanisme explosif (arc volcanique), sismicité forte et profonde, orogénèse (si collision) | Fosse du Pérou-Chili ; collision Inde-Asie (Himalaya) |
| Limite coulissante (transformante) | Coulissage horizontal, sans création ni destruction de croûte | Sismicité superficielle importante, pas de volcanisme notable | Faille de San Andreas (Californie) |
Le déplacement des plaques s'accompagne d'une intense activité magmatique, concentrée le long de leurs limites. Au niveau des zones de divergence (dorsales), la décompression du manteau qui remonte provoque sa fusion partielle et un volcanisme effusif basaltique, peu explosif. Au niveau des zones de convergence (subduction), l'eau entraînée par la plaque plongeante abaisse le point de fusion des roches du manteau sus-jacent, provoquant un volcanisme explosif, riche en gaz, qui donne naissance à des arcs volcaniques (chaînes de volcans en arc de cercle, parallèles à la fosse, comme la ceinture de feu du Pacifique).
L'orogénèse désigne l'ensemble des processus qui aboutissent à la formation d'une chaîne de montagnes. Lorsque la subduction d'une croûte océanique se termine par la mise en contact de deux marges continentales (les deux continents autrefois séparés par l'océan se rapprochant progressivement), il se produit une collision continent-continent : les roches sont fortement plissées, épaissies et surélevées, formant une haute chaîne de montagnes. L'exemple de référence est la chaîne de l'Himalaya, née de la collision, toujours en cours, entre la plaque indienne et la plaque eurasiatique.
Sous l'effet des contraintes tectoniques (compression, extension) engendrées par le déplacement des plaques, les roches se déforment selon deux modes principaux. Les plis résultent d'une déformation souple (ductile) des roches, sans rupture : les couches se courbent, formant des ondulations (anticlinaux, synclinaux), généralement sous l'effet de forces de compression. Les failles résultent au contraire d'une déformation cassante : la roche se rompt le long d'un plan de fracture, et les deux blocs séparés (compartiments) se déplacent l'un par rapport à l'autre (failles normales en extension, failles inverses en compression, failles décrochantes en coulissage).
Le métamorphisme est la transformation à l'état solide de la structure et de la composition minéralogique d'une roche, sous l'effet d'une augmentation de la pression et/ou de la température, sans fusion complète de la roche. Ce phénomène est particulièrement intense dans les zones de subduction (métamorphisme de haute pression-basse température, sur la plaque plongeante) et dans les zones de collision (métamorphisme associé à l'épaississement crustal, de moyenne à haute pression et haute température), liées aux mouvements tectoniques des plaques.
Un séisme (ou tremblement de terre) résulte de la libération brutale d'une énergie mécanique accumulée progressivement le long d'une faille active, sous l'effet des contraintes tectoniques. Lorsque cette énergie dépasse la résistance des roches, celles-ci cassent ou coulissent brusquement au niveau du foyer du séisme, libérant des ondes sismiques qui se propagent jusqu'en surface (à l'aplomb du foyer se trouve l'épicentre). Les séismes sont particulièrement fréquents et de forte magnitude le long des limites de plaques (dorsales, zones de subduction, failles transformantes), où les contraintes tectoniques sont les plus intenses.
Citer, dans l'ordre, de la surface vers le centre de la Terre, les grandes enveloppes qui constituent le globe terrestre.
Une carte simplifiée présente les contours actuels des côtes de l'Afrique et de l'Amérique du Sud, de part et d'autre de l'océan Atlantique. On observe que la côte est de l'Amérique du Sud (au niveau du Brésil) présente une avancée qui correspond, une fois les deux continents rapprochés, au renfoncement du golfe de Guinée sur la côte ouest-africaine.
À partir du cours, construire un tableau comparant les trois types de limites de plaques lithosphériques.
| Type de limite | Mouvement relatif | Phénomènes associés |
|---|---|---|
| Divergente | Écartement des plaques | Volcanisme basaltique, création de croûte océanique |
| Convergente | Rapprochement (subduction ou collision) | Volcanisme explosif, séismes profonds, orogénèse |
| Coulissante | Coulissage horizontal latéral | Séismes superficiels, pas de volcanisme notable |
Un schéma en coupe représente une zone de subduction : une plaque océanique plonge sous une plaque continentale au niveau d'une fosse océanique. Le schéma montre des foyers sismiques alignés selon un plan incliné suivant la plaque plongeante (jusqu'à plusieurs centaines de kilomètres de profondeur), ainsi qu'un alignement de volcans actifs sur la plaque chevauchante, à quelque distance de la fosse.
Une campagne océanographique a mesuré le paléomagnétisme des roches du plancher océanique de part et d'autre d'une dorsale médio-océanique, le long d'un profil perpendiculaire à son axe. Les données (fictives mais réalistes) obtenues sont résumées dans le tableau suivant, pour l'un des deux flancs de la dorsale (les mêmes valeurs, par symétrie, sont observées sur l'autre flanc) :
| Distance à l'axe de la dorsale | Âge de la croûte océanique |
|---|---|
| 0 km (axe de la dorsale) | 0 million d'années (Ma) |
| 150 km | 5 Ma |
| 300 km | 10 Ma |
| 600 km | 20 Ma |
10 questions · Correction immédiate
En partant de la surface vers le centre de la Terre, l'ordre correct des grandes enveloppes est :
L'étude de l'intérieur du globe terrestre repose essentiellement sur :
La théorie de la dérive des continents a été proposée, au début du XXe siècle, par :
La présence de fossiles identiques (comme Mesosaurus) sur des continents aujourd'hui séparés par un océan constitue un argument de type :
Au niveau des fonds océaniques, les dorsales médio-océaniques et les fosses océaniques correspondent respectivement à des zones de :
Le principal moteur du déplacement des plaques lithosphériques est :
La subduction correspond au processus par lequel :
L'expansion océanique désigne :
La chaîne de montagnes de l'Himalaya résulte principalement :
Les séismes résultent principalement de :
