Avec son rayon de 6371 km, la Terre renferme une structure fascinante et complexe qui évolue dans le temps et influence de nombreux phénomènes que l’on essaye encore de comprendre aujourd’hui.
Structure du globe terrestre
Le globe se compose, de la surface au milieu, de la croûte terrestre, du manteau lithosphérique, du manteau asthénosphérique, du noyau externe et enfin du noyau interne.
Le contenu de la croûte terrestre diffère en fonction du milieu en raison de la répartition bimodale des altitudes. Si c’est une croûte continentale, elle sera épaisse (environ 30 km) et elle contiendra de haut en bas : des roches sédimentaires, des roches magmatiques, des roches métamorphiques et de la péridotite. Si c’est une croûte océanique, elle sera moins épaisse (environ 7 km) et on y trouvera de l’eau, des sédiments, du basalte en coussin, du basalte en filons, du gabbro et de la péridotite.
Les discontinuités principales, c’est-à-dire les milieux de propriétés différentes, sont celles entre la croûte et le manteau lithosphérique (Moho), la limite manteau-noyau (-2900 km) et la limite noyau externe-noyau interne (-5100 km).
Dynamique lithosphérique générale
D’après la théorie de la tectonique des plaques, la lithosphère serait découpée en plusieurs plaques lithosphériques animées de mouvements. Ces plaques sont rigides en leur centre et déformables à leurs frontières. Il peut s’y former des dorsales ou des zones de fosses océaniques.
Cette théorie est soutenue par le paléomagnétisme, qui met en évidence le mouvement des plaques en permettant l’étude du champ magnétique de la Terre par son enregistrement. En enregistrant les anomalies magnétiques terrestres, nous pouvons, par exemple déduire que celui-ci subit des inversions et que le basalte est plus jeune au milieu des dorsales que lorsqu’il s’en éloigne. On peut en déduire que la lithosphère océanique se forme au niveau de la dorsale.
Calcul : Vitesse totale d’expansion d’une dorsale : V=(d/t)*2 avec V en mm/an, d en mm, t en années
Le géotherme est l’évolution de la température selon la profondeur, on peut la mesurer à l’aide de forages et celle-ci est animée par différents phénomènes. La convection est une de ces manifestations qui se produit dans le manteau, composé de la lithosphère et de l’asthénosphère. L’asthénosphère est beaucoup plus chaude que la lithosphère ainsi, pour évacuer la chaleur, le manteau va donc effectuer un transfert de chaleur avec déplacement de la matière efficace (environ 0,5°C/km) pour créer un mécanisme de convection. Les roches chaudes, ductiles et peu visqueuses de l’asthénosphère remontent en surface tandis que les roches froides et denses s’enfoncent en profondeur. La convection est très lente, de l’ordre de quelques centimètres par an et les roches restent solides durant le processus. Il existe des transferts de chaleur par conduction dans la lithosphère et au niveau des discontinuités servant à évacuer la chaleur interne, mais ceux-ci sont peu efficaces.
Une autre notion importante est la théorie de l’isostasie. La croûte terrestre « flotte » sur l’asthénosphère et se trouve dans un état d’équilibre : à altitudes identiques les roches de la croûte terrestre seraient soumises à la même pression. Ainsi, lorsque la surface subit une perturbation (érosion, dépôt de sédiment…) la lithosphère continentale compense en remontant à la surface ou en s’enfonçant afin de rééquilibrer la pression. Ce modèle explique la répartition des altitudes terrestres et l’évolution des reliefs dans le temps.
Les zones de divergence
La divergence lithosphérique se produit au niveau des dorsales, le flux géothermique y est très élevé.
Les dorsales lentes ont un mouvement de 2 à 3 cm/an et leur extension provoque un rift axial large et profond. L’infiltration d’eau dans le manteau profond permet une cristallisation rapide des gabbros et la transformation de péridotite en serpentinite, formant le manteau serpentinisé.
Les dorsales rapides avec un mouvement de plus de 10 cm/an ont une poussée axiale sur la dorsale avec de nombreuses fractures ouvertes et un magmatisme fréquent, car il y a une remontée de matériel asthénosphérique. La composition des roches de la surface vers la profondeur est alors : du basalte en coussin, du basalte en filons, du gabbro et de la péridotite.
Plus la lithosphère s’éloigne, plus elle sera dense et plus elle s’enfoncera, c’est ce qu’on appelle la subduction. Le magma devient du gabbro s’il refroidit lentement, du basalte filonien s’il remonte vers la surface et du basalte en coussin s’il sort sur le plancher océanique.
Les zones de convergence
Si la lithosphère océanique est produite au niveau des dorsales, pourquoi la surface terrestre reste-t-elle constante ? Ce sont les zones de subduction (fosses) dans lesquelles la lithosphère océanique refroidie, épaissie et donc plus dense plonge dans l’asthénosphère ductile qui permettent cela. Plus on s’éloigne d’une dorsale et que l’on s’approche d’une fosse, plus l’âge, la densité et l’épaisseur de la lithosphère océanique est élevée.
Des dorsales aux fosses, les roches subissent une série de métamorphismes liés aux nombreux changements de pression et de température. Par exemple, le gabbro formé au niveau des dorsales s’hydrate et devient du métagabbro schiste vert (basse température et basse pression), puis, en s’enfonçant et en se déshydratant, il devient du métagabbro schiste bleu (haute pression, température moyenne) et enfin de l’éclogite (très haute pression, haute température) par réhydratation.
Sismologie
Les zones de collision apparaissent lorsqu’une subduction permet le rapprochement de deux plaques continentales de même densité et qu’elles entrent en collision formant un relief, c’est la fermeture océanique. Il en résulte des failles et des plis de plusieurs types. De plus, la croûte est modifiée : elle se raccourcit, s’épaissit, et subit des transformations minéralogiques. La rupture d’une faille émet des ondes sismiques qui sont des vibrations déformant localement le milieu matériel, on appelle aussi cela des ondes élastiques. Ces dernières arrivent à la surface formant l’épicentre, puis se propagent dans toutes les directions de la Terre solide.
On distingue les ondes longitudinales de type P et les ondes secondaires transversales de type S, la différence de leur temps d’arrivée est utile pour juger l’éloignement du séisme. Cela peut entraîner des dégâts matériels importants lorsque les ondes remontent en surface.
Les roches terrestres subissent des interactions permanentes. Des dorsales aux zones de subduction, la Terre ne cesse de remodeler sa surface et façonne ainsi les reliefs et l’équilibre de notre planète.
