La Terre : Origine, Structure et Dynamique Interne

Notre Planète : La Terre

Origine et Structure de la Terre

Les météorites donnent des indications intéressantes sur l’origine et la structure de la Terre.

On peut distinguer plusieurs types de météorites :

• Les chondrites contiennent de petits globules vitreux appelés « chondres ».

Elles représentent 85 % des météorites. Toutes les chondrites ont un âge de cristallisation de 4,55 Ga (4 550 Ma), le même âge que celui de la Terre.

La composition chimique des chondrites est la même que celle de la Terre si l'on mélange toutes ses enveloppes (croûte, manteau, noyau). En conséquence, on peut conclure que la Terre est née il y a 4 550 Ma.

Les achondrites (15 % des météorites), ne possédant pas de chondres, se répartissent en quatre types :

• Achondrites basaltiques (croûte)
• Achondrites péridotitiques pauvres en fer (= manteau)
• Sidérolites constituées de cristaux d’olivine ou de pyroxène isolés dans une matrice de fer et de nickel natifs (= interface noyau/manteau).
• Sidérites faites d’un alliage de fer et de nickel avec un peu de soufre (= noyau).

L’étude des achondrites montre :

1. Un âge plus récent que celui des chondrites.
2. Une composition chimique différenciée par rapport à celle des chondrites.
3. Que la différenciation des quatre types peut être obtenue par fusion d’une chondrite : le fer, dense, tombe au fond ; les éléments légers silicatés montent en surface, donnant du basalte.

Il est donc possible de conclure que la Terre aurait été une gigantesque chondrite qui aurait fondu et qui se serait complètement différenciée.

La surface de la Lune, comme celle des planètes telluriques (Mercure, Vénus, Mars), montre une grande densité de cratères d’impacts qui témoignent de l’intensité passée des bombardements météoritiques. La Terre, planète vivante dont la surface est soumise au jeu de la tectonique des plaques, de l’érosion, de la sédimentation et des actions biologiques, ne porte plus guère de traces visibles de ces violents impacts auxquels elle n’échappa pas durant les premiers temps de son histoire.

Malgré les conditions terrestres défavorables à la conservation des météorites d’impact, il existe une centaine de cratères d’impacts, dont certains sont relativement récents.

Les planétésimaux entrent en collision pour former la Terre. Ce phénomène s’appelle l’accrétion. Les collisions successives ont libéré une énergie colossale qui a fait fondre les roches. La Terre est donc formée de matière en fusion.

Petit à petit, la Terre se refroidit : les éléments les plus légers remontent vers la surface et les plus lourds (fer) s'enfoncent pour former un noyau. La solidification du noyau interne de la Terre aurait commencé il y a 3,5 milliards d'années.

La chaleur qui irradie dans l’espace fait chuter la température suffisamment pour qu’une partie du magma commence à se solidifier. De premiers morceaux de croûte commencent à apparaître sur un magma visqueux.

Le refroidissement du noyau va être très lent et il continue encore. La cristallisation donne la graine ou noyau interne, et ce refroidissement libère de l’énergie qui est à l’origine du champ magnétique terrestre, engendré par le flux turbulent de la partie liquide du noyau externe. Cette chaleur interne du noyau est aussi responsable des processus géologiques qui transforment la surface du Globe.

Structure de la Terre : Une Structure de Poupée Russe

La Terre est formée de structures concentriques issues de son histoire, les éléments les plus lourds (fer et nickel) se concentrant dans le noyau.

Le déséquilibre entre le noyau chaud et les couches externes plus froides est à l’origine des mouvements de convection dans le manteau, car bien que solide, celui-ci est capable de s'écouler sur des échelles de temps géologiques (très lentement).

La Terre cache en elle une chaleur immense, accumulée par les collisions d’astéroïdes. Cette chaleur interne est responsable de phénomènes géologiques comme le volcanisme et les séismes.

Le Volcanisme

Les volcans sont des édifices géologiques qui témoignent, en surface, de l’activité qui a lieu dans la partie inférieure de la lithosphère et dans le manteau où se forment les magmas.

Ces derniers s’épanchent sur les continents et dans les océans en créant des reliefs dont les morphologies sont directement liées aux types d’éruptions et à la nature des laves émises.

Types d'Éruptions et Morphologies Associées

1. Il existe deux types principaux d’éruptions volcaniques :
   1. Les éruptions effusives (qui coulent) sont caractérisées principalement par des écoulements de laves. Ce sont des éruptions calmes. Les laves s’écoulent lentement, comme au Piton de la Fournaise. C’est aussi le cas du volcanisme des fonds océaniques. Les roches qui résultent des coulées fluides sont les basaltes.
   2. Les éruptions explosives sont dominées par des projections de matériel. Ce sont des éruptions si violentes que parfois l’édifice volcanique est détruit, comme celle où disparut l’île de Krakatoa (Indonésie) en 1883. Lors de ces éruptions, un mélange de gaz, de poussière et de lave à très haute température peut dévaler à grande vitesse les pentes du volcan, dévastant tout sur son passage. Ce sont des nuées ardentes. Les roches associées aux nuées ardentes sont surtout des andésites.

Entre ces deux types d’éruptions, il est possible de définir des mécanismes intermédiaires (extrusifs et mixtes).

Au cours d’une éruption, les principaux produits dispersés à la surface sont de trois types : liquides, solides et gazeux. La viscosité des laves émises ainsi que la proportion relative des trois produits d’émission vont influencer la forme de l’édifice volcanique.

On définit ainsi quatre types de dynamiques éruptives (et de volcans) : hawaïen, strombolien, vulcanien et péléen.

Les Produits d'Émission

Parallèlement, l’activité volcanique peut s’accompagner de geysers (sources d’eau chaude), de lahars (coulées boueuses de matériel sédimentaire et volcanique liquéfiées par les eaux de pluie ou la fonte des glaciers) et d'avalanches de débris.

En refroidissant, la lave peut donner deux types de roches :

• une roche sombre, dense et dure : le basalte (ex. : le Piton de la Fournaise). Il est formé de plusieurs minéraux : l'olivine (verte), le pyroxène (noir) et les plagioclases (blancs).
• une roche plus claire : l'andésite.

En surface, coulées et projections forment l'édifice volcanique. Sous les volcans, les roches en fusion peuvent s'accumuler dans une poche ou chambre/réservoir « magmatique » (magma = matière en fusion) avant de gagner la surface par des fissures plus ou moins grandes. La chambre magmatique se situe sous le volcan à une profondeur variant entre quelques kilomètres et quelques dizaines de kilomètres.

Il existe 4 types de zones volcaniques :

• Par des fissures des fonds océaniques, un volcanisme effusif, peu spectaculaire, produit d'énormes quantités de basalte, formant ainsi une partie du plancher océanique.
• Une ligne de volcans basaltiques traverse l'Afrique orientale.
• Les volcans aériens les plus actifs se trouvent sur le pourtour (contorno) du Pacifique et dans certaines îles. Leurs éruptions sont en général très explosives.
• Quelques volcans isolés se retrouvent en certains points des océans (à la Réunion, à Hawaï) ou des continents. Leurs laves sont surtout basaltiques.

Les Séismes

Les séismes correspondent à la libération brutale, en une zone donnée plus ou moins profonde (le foyer ou hypocentre), d’une grande quantité d’énergie accumulée lentement. Cette énergie se propage ensuite sous forme d’ondes élastiques. À leur arrivée en surface, ces ondes provoquent un mouvement du sol dont la durée n’excède pas quelques dizaines de secondes : c’est le tremblement de terre.

L’épicentre correspond à la projection verticale en surface du foyer et à la zone de secousse maximale (région où le séisme est ressenti le plus fortement).

Chaque secousse détermine des mouvements du sol. Ceux-ci entraînent dans les terrains des déformations ou des cassures qui peuvent persister après le séisme. Ces cassures ou failles correspondent à des fractures des roches selon de vastes surfaces appelées « plans de faille ».

La rupture apparue au foyer est la traduction de forces profondes, dues à une dynamique interne du globe terrestre. Des mouvements de rapprochement (convergence) ou d'écartement (divergence) développent dans les roches des tensions qui s'accumulent lentement et régulièrement. Quand les roches ne peuvent plus supporter ces tensions, elles cèdent brutalement.

Répartition des Séismes

En Profondeur

Les foyers sont situés dans la partie fragile et superficielle du globe (lithosphère). Les foyers sismiques sont rencontrés à différentes profondeurs. On distingue ainsi les séismes superficiels (les plus fréquents et les plus dévastateurs) dont les foyers sont situés de 0 à 70 km de profondeur. Entre 70 et 300 km, les séismes intermédiaires et au-delà (jusqu’à 600-700 km), les séismes profonds.

En Surface

À la surface du globe, la répartition n’est pas aléatoire.

On les observe dans trois régions caractéristiques :

• Les zones des dorsales médio-océaniques, failles transformantes et rifts continentaux (foyers généralement < 20 km).
• Aux environs des zones de subduction, fosses océaniques, cordillères et arcs insulaires, principalement autour de l’océan Pacifique (séismes superficiels à profonds), ce qui correspond à la zone péripacifique (pourtour du Pacifique) et la boucle des Antilles.
• Le long du système orogénique alpin (foyers jusqu’à 70 km), une zone située à la limite des continents eurasiatique et africain.

Les stations sismiques, équipées de sismographes, permettent d’enregistrer en continu les ondes produites par un tremblement de terre.

Intensité et Magnitude des Séismes

Intensité : Dans un premier temps, les tremblements de terre ont été classifiés de manière empirique en fonction des dégâts qu’ils engendrent aux constructions (échelle de 12 degrés dite de Mercalli, puis MSK).

Magnitude : Proposée par Richter, elle évalue l’énergie des séismes par la valeur de la magnitude, calculée à partir de l’énergie dégagée au foyer en mesurant le logarithme décimal de l’amplitude des ondes de volume (de type P et S), observée sur un sismogramme situé dans une station sismique distante de 100 km de l’épicentre.

C’est une échelle logarithmique, cela signifie qu’un séisme de magnitude 7 est 100 fois plus intense qu’un séisme de magnitude 5.

Théorie de la Dérive des Continents

En 1912, Wegener formula la théorie de la « dérive des continents ». Initialement, il y a environ 225 millions d'années, les continents formaient un immense bloc de granite (Pangée). Ce continent initial se serait fracturé, entraînant une dérive des morceaux. D'abord, la Pangée initiale se serait fracturée en 3 morceaux (il y a environ 200 millions d'années). Plus tard, l'Amérique se sépara de l'Afrique (il y a 65 millions d'années). L'Australie se sépara de l’Antarctique et l'Inde de l'Afrique. L'Inde vint percuter l'Asie, le choc engendra l'Himalaya. Les continents actuels se déplacent encore les uns par rapport aux autres (parfois un mètre par an).

De nombreuses observations scientifiques ont confirmé ces hypothèses :

• Les faunes et flores fossiles similaires avant le Mésozoïque sur des continents actuellement séparés.
• Des chaînes de montagne qui deviennent continues lorsque les continents qu’elles traversent sont rapprochés.
• La correspondance entre les formes de certains continents : « les côtes de l’Afrique et de l'Amérique du Sud s’emboîtent comme les parties séparées d’un ancien bloc ».

Les Forces de la Dérive

Une difficulté essentielle demeure : celle de savoir comment cette mise en mouvement est possible.

La question des forces causales est le point faible de la théorie, sur lequel vont s'appuyer tous les contradicteurs de Wegener.

Wegener a proposé que les continents se déplacent doucement en glissant sur les roches du fond de l’océan par la force de la rotation terrestre. Cependant, les géologues de son époque ont prouvé, par le calcul, que la force de rotation ne pouvait pas faire cela.

La théorie de Wegener fut alors rejetée par les scientifiques de son époque.

La théorie de la tectonique des plaques (apparue dans les années 60) regroupe deux notions fondamentales : la dérive des continents (découverte par Wegener) et l’expansion océanique.

Pour que toutes les données aient une réalité dans la théorie de la tectonique des plaques, il faut tenir compte de certaines contraintes telles que :

• L’existence d’une lithosphère rigide reposant sur l’asthénosphère ductile, permettant le découpage mécanique avec le manteau profond.
• La lithosphère est composée d’un nombre fini de plaques dont les limites (zones de subduction, failles transformantes et dorsales) correspondent à des zones sismiques.
• Les déplacements des plaques sont dus à des mouvements convectifs dans le manteau.

Les Plaques et leurs Mouvements : Tectonique Globale

La répartition des principaux témoins de l'activité du globe terrestre (séismes et volcans) indique qu'il existe en surface du globe de vastes calottes tranquilles, les plaques, séparées par d'étroites zones où l'essentiel de l'activité géologique visible est concentré.

Les dorsales sont les frontières de divergence. Elles sont formées par une succession de volcans effusifs. Les deux plaques s'écartent en permanence et, en surface des frontières, des matériaux en fusion bouchent les fissures nouvellement créées. C'est ainsi que le fond des océans est en constant renouvellement. Fabriqué au niveau des dorsales, il est de plus en plus vieux lorsqu'on s'éloigne des dorsales. La vitesse de cette expansion du fond océanique est de 2 à 34 cm par an.

L'ouverture d'un fond océanique provoque le mouvement de toute une plaque et donc de la lithosphère continentale : il y a dérive des continents.

Les fosses marquent des frontières de convergence. Deux plaques se rapprochent et la lithosphère d'une plaque dense (= lourde) s'enfonce sous une autre, moins dense (= moins lourde), le long d'un plan incliné. Le fond océanique disparaît au niveau de ces frontières, appelées zones de subduction. Dans ces zones, on retrouve des volcans explosifs ainsi que des tremblements de terre.

La fermeture par subduction d'un océan entraîne le rapprochement de certains continents entre eux. Les lithosphères continentales qui ne peuvent s'enfoncer entrent en collision. C'est ainsi que se produisent les tremblements de terre.

Les zones de coulissage sont des frontières où deux plaques glissent horizontalement l'une par rapport à l'autre.

Les zones de collision-déformation (chaînes de montagnes) correspondent à des collisions de continents autrefois séparés et aujourd'hui réunis.

Les mouvements des plaques sont liés aux mouvements de convection du manteau. Ces mouvements sont créés par la différence de température entre le manteau profond et la surface du globe. Le manteau, échauffé, remonte vers la surface, se refroidit et replonge vers la profondeur.

La remontée du matériel du manteau crée les dorsales. L'enfoncement du manteau refroidi crée une zone de subduction, où disparaît la lithosphère océanique. C'est ainsi que les plaques lithosphériques glissent sur l'asthénosphère.