Thème 1 :

La Terre, la vie et l’organisation du vivant

Partie 2 :
La dynamique interne de la Terre
 Chapitre 1 : La structure du globe terrestre

Les altitudes en milieux continental et océanique

Les altitudes de la croûte terrestre sont contrastées. L’altitude moyenne en milieu
continental est de l’ordre de + 840 m, tandis que celle en milieu océanique est de
l’ordre de – 3800 m. La répartition des altitudes est donc bimodale à a surface de
la Terre.
 Pb: Comment expliquer le contraste topographique entre les océans et les
continents ?
1. La composition des roches constituant les croûtes océaniques et continentales

Bilan :

La distribution bimodale des altitudes s’explique par un contraste géologique entre

la croûte océanique et la croûte continentale. La croûte océanique (CO) est
essentiellement composée de basaltes et de gabbros, des roches magmatiques
issues du refroidissement et de la solidification d’un magma. Elles sont de
structures différentes mais de composition minéralogique identique.
La croûte continentale (CC) est plus diversifiée en surface : on retrouve ainsi des
roches sédimentaires (calcaire), des roches métamorphiques (gneiss) et des
roches magmatiques (granite). L’étude des forages a mis en évidence que la CC
est principalement composée de granite en profondeur.

La différence de composition chimique et minéralogique explique les différences

de densité entre les 2 croûtes (CO>CC)
Roche sédimentaire: roche issue de l’accumulation de sédiments d’origine

détritique ou biologique

Roche métamorphique: roche résultant d’une transformation à l’état solide d’une

autre roche, en raison de variations de pression et/ou de température du milieu

Roche magmatique: roche issue du refroidissement d’un magma

Pb: Comment explorer et comprendre la structure du globe terrestre ?
2. Séismes et structure interne de la Terre

Bilan : Un séisme résulte de la libération brutale d’énergie lors de la rupture de

roches soumises à des contraintes. Un séisme émet différents types d’ondes :

- les ondes de surface, les plus destructrices, mais ne se propageant que

localement

- les ondes de volume qui se propagent à travers le globe terrestre :

o les ondes P, de compression, les premières enregistrées

o les ondes S, de cisaillement, qui ne se propagent pas dans

les liquides
L’étude des ondes sismiques permet de mettre en évidence que:

- plus le milieu traversé est dense, plus l’onde sismique se déplace rapidement,
- plus il est ductile (matériau qui peut se déformer sans se rompre, contraire
de cassant), moins l’onde sismique se déplace rapidement.
L’étude des ondes sismiques permet de mettre en
évidence que:

- plus le milieu traversé est dense, plus l’onde

sismique se déplace rapidement,

- plus il est ductile, moins l’onde sismique se

déplace rapidement.

Les ondes sismiques sont réfléchies ou réfractées

lorsqu’elles passent d’un milieu à un autre. La surface
de contact entre ces 2 milieux aux propriétés physico-
chimiques différentes est appelée discontinuité.
Pb: Quelles sont les informations fournies par les ondes sismiques sur
l’organisation des roches sous la croûte ?
3. Séismes et structure superficielle du globe

Bilan : La croûte est l’enveloppe la plus

superficielle du globe terrestre. Elle est séparée
du manteau par le Moho (ou discontinuité de
Mohorovicic). Sa profondeur passe de moins de
10 km sous le plancher océanique à près de 90
km sous les hauts reliefs. Elle est caractérisée par
une accélération de la vitesse des ondes P et S,
le manteau étant en effet constitué de péridotite,
une roche à forte densité (3.3).
Pb: Quelles sont les informations fournies par les ondes sismiques sur les
discontinuités profondes de la Terre ?
4. Ondes sismiques et structure profonde du globe
Schéma présentant les principales enveloppes terrestres
Bilan : L’étude des séismes et les modèles explicatifs aux zones d’ombre sismiques pour
les ondes P et S ont aussi permis de mettre en évidence d’autres discontinuités et de
proposer le modèle PREM (Preliminary Reference Earth Model) :

- La discontinuité de Gutenberg entre le manteau et le noyau externe, liquide

- La discontinuité de Lehmann entre le noyau externe et le noyau interne (ou

graine), solide

Les études sismologiques montrent une différence d’épaisseur entre la lithosphère

océanique et la lithosphère continentale : à 100 km sous les océans et à 120 km sous
les continents, on observe un ralentissement de la vitesse des ondes sismiques. Ceci
indique que les roches du manteau (péridotites) deviennent ductiles. On distingue alors
la lithosphère cassante, constituée par la croûte et le manteau superficiel rigide, et
l’asthénosphère, constituée de manteau ductile.
Pb: Comment la chaleur évolue-t-elle dans les différentes couches du globe ?
5. La température de la Terre en fonction de la profondeur

Bilan : Dans le globe terrestre, la température croît avec la profondeur suivant le

gradient géothermique (+30°C par km). Le profil d’évolution de la température interne
(géotherme) terrestre présente des différences suivant les enveloppes internes de la
Terre, liées aux modes de transfert thermique : la convection et la conduction.

La conduction est le mode de transfert qui se produit dans la lithosphère rigide. La

convection, dans le manteau sous lithosphérique, entraine des mouvements de matière:
c’est un mode de transfert plus efficace que la conduction.
Légende:

Mouvement de convection

Mouvement de conduction
Remarque: L’origine principale de la chaleur interne est l’énergie libérée par la
désintégration des éléments radioactifs uranium 238U et 235U, thorium 232Th, et potassium
40K. Ils sont présents en faible quantité mais compte tenu des volumes de roches impliqués, ils
produisent des quantités d’énergie importantes. La croûte continentale est l’enveloppe la
plus concentrée en ces éléments radioactifs (granite), mais la plus grande partie de
l’énergie est produite par le manteau (70%), dont le volume est nettement supérieur à
celui de la croûte.
Cette libération d’énergie par désintégration est à la principale source d’énergie à l’intérieur du
globe, elle est à l’origine de plus de la moitié du flux géothermique. Mais, il y a aussi la chaleur
initiale de formation de la Terre par accrétion, et l’énergie libérée par la cristallisation
progressive du noyau externe liquide au profit du noyau interne solide.
Pb: Comment mettre en évidence les irrégularités thermiques du manteau
terrestre ?
6. Les écarts au modèle PREM
Plaque eurasiatique Plaque pacifique
Bilan: A l’intérieur de la Terre, il existe des zones où la vitesse des ondes est différente de celle
prédite par le modèle PREM. Ces hétérogénéités de vitesses s’expliquent par des
hétérogénéités thermiques. Dans les zones plus chaudes, moins rigides, la densité des
roches est plus faible et donc la vitesse des ondes aussi (anomalie de vitesse négative). Dans
les zones froides et donc plus rigides, la densité des roches est plus élevée et donc la vitesse
des ondes aussi (anomalie de vitesse sismique positive). Ainsi, au niveau d’une zone de
subduction, une anomalie thermique négative correspond à l’enfoncement de la lithosphère,
plus froide, dans l’asthénosphère. Ceci est confirmé par l’étude des foyers sismiques, répartis le
long d’un plan (plan de Wadati -Benioff) : les séismes résultent des contraintes accumulées à
l’intérieur de la lithosphère cassante de la plaque océanique plongeante.
Chapitre 2 : La dynamique de la lithosphère
Bilan : Les séismes sont répartis le long de zones étroites, de relief accidenté, qui
entourent des zones peu ou pas sismiques. Cela s’explique par la présence de
plaques lithosphériques rigides (reposant sur l’asthénosphère ductile) , dont le
mouvement produit des déformations aux frontières de plaques. On distingue :

- Les dorsales sont des frontières de plaques divergentes, caractérisées

par un fort flux géothermique et une sismicité superficielle

- Les chaines de montagnes et les fosses océaniques sont des frontières

convergentes. Les fosses océaniques sont caractérisées par un flux
géothermique fort au niveau de l’arc volcanique et faible en amont. Les foyers
sismiques peuvent atteindre 700 km de profondeur.
Pb: Comment mesurer les déplacements de plaques ?
1. L’utilisation de différentes méthodes géologiques pour mesurer les déplacements
actuels et passés des plaques lithosphériques

Bilan : De nombreux arguments montrent que les plaques sont mobiles. Ainsi la
géodésie spatiale, et notamment le système GPS, permet de quantifier le mouvement
actuel des plaques lithosphériques. Leur déplacement absolu est de l’ordre de quelques
cm par an. Le mouvement relatif des plaques dans le passé peut être quantifié à partir
d’indices géologiques moyennés sur une durée de quelques centaines de milliers à
quelques dizaines de millions d’années. Les alignements volcaniques résultent du
déplacement d’une plaque océanique au-dessus d’un point chaud. La datation des
volcans et leur position permettent de reconstituer le sens et la vitesse de déplacement
de la plaque sur laquelle ces volcans se situent.
Bilan : La datation des roches de la croûte océanique et leur position par rapport à
l’axe de la dorsale permet de déterminer la vitesse d’accrétion des plaques
océaniques. Deux approches permettent cette datation :

- L’âge des sédiments océaniques au contact du basalte est supposé

correspondre à l’âge du basalte

- Les anomalies magnétiques enregistrées par les basaltes de la croûte

océanique, confrontées à l’échelle des inversions du champ magnétique terrestre,
permettent de déterminer l’âge des roches.
Pb: Comment se met en place la lithosphère océanique et quelle est son évolution ?
2. La dynamique des zones de divergence
A. Les dorsales, une zone d’activité magmatique intense

Bilan : La tomographie sismique a permis de mettre en évidence l’existence d’un matériel plus
chaud à l’aplomb des dorsales. Les données de la sismique réflexion montrent également qu’il
existe des chambres magmatiques sous les dorsales. L’ensemble de ces données permet de
mettre en évidence que le magma émis par les dorsales se forment à faible profondeur, tout le long
de l’axe. Les dorsales sont des frontières de plaques divergentes. Ainsi, sous l’effet des forces de
divergence, du magma d’origine mantellique est émis par les dorsales. Il refroidit et cristallise au
contact de l’eau de mer. Des dorsales sont également caractérisées par la présence de
nombreuses failles normales, structures caractéristiques de force divergentes.
 B. L’origine du magma des dorsales

Dans ces conditions de pression et de température, la

péridotite fond partiellement et donne un liquide
magmatique qui remonte et percole à travers les
fractures de la roche et au niveau de volcans, le long
des dorsales. Ce magma a la même composition
chimique que

les basaltes et les gabbros. En profondeur, au contact de la paroi de la chambre magmatique plus
froide, se cristallise une roche plutonique grenue : le gabbro. La roche qui se forme par arrivée
du magma en surface (volcanique) a une structure microlitique : le basalte.
Les vitesses d’expansion des dorsales sont variables : lente pour la dorsale
Atlantique (2 à 5 cm/an) et rapide pour les dorsales Pacifique (6 à 16 cm/an). La
remontée de l’asthénosphère entrainée par cette expansion est donc plus
importante sous les dorsales rapides, impliquant une activité magmatique plus
intense. On observe de nombreux dômes volcaniques en surface et plusieurs
chambres magmatiques en profondeur. Ainsi, des volumes importants de basaltes
et de gabbros sont mis en place. Au contraire, dans l’Atlantique, l’activité
magmatique est faible, les chambres magmatiques sont rares.
De la péridotite mantellique atteint même la surface et elle est hydratée : cette
péridotite est dite serpentinisée. Elle recouvre alors une partie du plancher.
Selon que les dorsales sont lentes ou rapides, leur topographie diffère. Les
dorsales lentes sont marquées par une vallée centrale large de 5 à 20 km, le rift
axial, percé de volcans et bordé de failles. Le dénivelé peut atteindre 2000 m. Les
dorsales rapides ont une forme en dôme, haut de quelques centaines de mètres.
 C. Le devenir de la lithosphère océanique

Bilan : La croûte océanique et les niveaux superficiels du manteau sont le siège d’une
circulation d’eau qui modifie les minéraux. Dès sa mise en place au niveau de la
dorsale, la croûte subit de profondes transformations par un hydrothermalisme de
haute température. Cet hydrothermalisme modifie les associations minérales initiales
par hydratation et échanges d’ions en réponse à la circulation active de l’eau de mer
dans ces roches très fracturées. Au cours de cette circulation, les roches se refroidissent
: ainsi sous 700°C, les gabbros sont hydratés en gabbros à hornblende. Lorsque les
températures et la pression sont moins importantes, les roches passent dans le faciès
schistes verts. Les roches subissent donc dès leur mise en place un métamorphisme
(= transformations minérales à l’état solide, dues à leur hydratation et des modifications
de pression et de température).
En s’éloignant de la dorsale, la lithosphère océanique est refroidie par l’eau de mer.
L’isotherme 1300°C s’enfonce alors et la lithosphère s’épaissit, du fait de la formation et
l’épaississement d’un manteau lithosphérique. De plus, en se refroidissant, la matière se
contracte, la densité de la lithosphère augmente, par ajout de manteau lithosphérique
dense (d = 3.3). On observe un enfoncement progressif de la lithosphère dans
l’asthénosphère de densité plus faible (d = 3.25).
Nous avons vu précédemment qu’au niveau d’une fosse océanique se produit une
convergence : la lithosphère océanique plonge en profondeur, s’enfonçant dans
l’asthénosphère, générant du volcanisme sur la plaque chevauchante.

Pb: Comment expliquer le processus

de subduction et le volcanisme qui
l’accompagne ?
3. Les zones de subduction

A. Les caractéristiques d’une zone

de subduction
Bilan : Une zone de subduction est
caractérisée par une fosse océanique
parfois très profonde et une répartition des
foyers sismiques jusqu’à 700 km de
profondeur, le long du plan de Wadati-
Benioff, qui matérialise la plaque
lithosphérique océanique plongeant sous
une autre lithosphère.

La plaque chevauchante est caractérisée par des déformations : on parlera d’arc

volcanique pour une subduction océan/océan, et de cordillère dans le cas d’une
subduction sous un continent.
Ainsi, une zone de subduction est caractérisée par des marqueurs morphologiques
(reliefs positifs et négatifs), des marqueurs sismiques et des anomalies de flux
thermiques.
 B. Le magmatisme des zones de subduction

Bilan: Les zones de subduction sont le siège sur la plaque chevauchante d’un
important magmatisme. Celui-ci est caractérisé en surface par un dynamisme éruptif
explosif, associé à l’émission de laves visqueuses, riches en silice et en gaz. Il
s’accompagne de la formation de roches magmatiques volcaniques (andésite et
rhyolite). En profondeur, le magmatisme aboutit à la formation de roches plutoniques
(diorite et granite). L’abondance des roches plutoniques dans les zones de subduction
s’explique par la remontée d’une grande quantité de magma, qui n’atteint pas la
surface en raison de sa viscosité élevée. La minéralogie de ces roches atteste de
magmas riches en eau.
 C. La formation du magma dans les zones de subduction

Bilan: Les magmas se forment par fusion partielle des péridotites du manteau, et

notamment du coin mantellique situé sous la plaque chevauchante, à une profondeur

de l’ordre de 100 km. Le magma ainsi formé migre vers la surface. Au cours de son

ascension, le magma va être stocké dans des chambres magmatiques, où il sera

partiellement contaminé par les roches traversées, expliquant ainsi la grande variété

des roches formées.

Cette fusion partielle, dans ces conditions de température et de pression, n’est rendue

possible que grâce à l’hydratation des péridotites. Les fluides nécessaires à cette

hydratation proviennent de la plaque de lithosphère océanique subduite. Les minéraux

hydratés présents dans les basaltes et les gabbros à amphibole, dans les schistes

verts à chlorite et actinote subissent une importante déshydratation lors de la

subduction, du fait des conditions de température et de pression. C’est un ensemble

de transformations qui constituent le métamorphisme de subduction, ou

métamorphisme HP/BT.
 Schistes verts → schistes bleus + H2O

Schistes bleus → éclogite + H2O

Cette eau migre dans le manteau de la plaque chevauchante et l’hydrate, rendant

possible la fusion partielle des péridotites.

 d. Subduction et tectonique des plaques

Activité 7 : Etude de documents pour comprendre le rôle de la subduction dans

le déplacement des plaques lithosphériques

Consignes : questions 1 à 3 p. 225 BORDAS

Bilan: Après sa mise en place, la densité de la lithosphère océanique augmente. Cette

augmentation de la densité est liée à l’accroissement de la densité des roches qui la

composent, et un épaississement, par ajout d’une semelle mantellique plus dense que

la croute, lié à l’abaissement de l’isotherme 1300 °C.

Après que la densité de la lithosphère ait dépassé celle de l’asthénosphère, la

lithosphère finit par s’enfoncer dans l’asthénosphère. Ce plongement exerce une force

de traction sur toute la plaque : il est le principal moteur de son déplacement.

Ces mouvements descendants participent à la mise en place des mouvements

ascendants : le manteau est ainsi le siège de mouvement de convection.

Pb: Quelles sont les structures caractéristiques d’une zone de collision et quelles
sont leurs origines ?
4. Les zones de collision
Bilan: L’affrontement entre 2 lithosphères continentales de densités égales (2.7) et
inférieures à celle de l’asthénosphère (3.3) conduit à la formation d’une chaine de
montagne en collision, à un épaississement vertical de la croute et à un
raccourcissement horizontal. Il y a formation de reliefs ou orogénèse.
L’observation d’une chaine de montagne, à différentes échelles, montre que les
couches géologiques ont été comprimées. Les nappes de charriage sont une 1er type
d’indice. Il s’agit de vastes ensembles de couches géologiques, longs de plusieurs
kilomètres, qui se sont déplacés lentement en glissant sur d’autres roches. Il existe
d’autres marqueurs géologiques de la compression. Il s’agit tout d’abord de plis, qui
sont issus de la compression de roches ductiles. La compression de roches rigides
provoque leur cassure le long de failles inverses. Cela entraine un chevauchement de
compartiments roches les uns au-dessus des autres.
Bilan: En profondeur, des déformations sont observables à l’aplomb d’une chaine de

montagnes, grâce aux études géophysiques (profils Ecors). Ainsi les profils sismiques

montrent le plongement du Moho à plus de 50 km dans l’asthénosphère et donc

l’existence de racines crustales profondes. Cet épaississement est lié à la

superposition d’écailles de croutes les unes sur les autres. Des affleurements

d’ophiolites jalonnent le contact entre les 2 lithosphères et témoignent de l’existence

d’un océan disparu par subduction avant la collision.

En profondeur, les roches subissent un métamorphisme lié à une augmentation de

pression et de température. De nouveaux minéraux apparaissent (roches schisteuses).