Structure interne de la Terre et tectonique des plaques

La géodynamique de BCPST articule deux questions : de quoi la Terre est-elle faite en profondeur, et comment sa surface se déforme-t-elle. On ne peut forer que quelques kilomètres : l'essentiel repose sur des méthodes indirectes (sismologie, gravimétrie, géochimie, magnétisme) qu'il faut savoir exploiter à partir de documents.

Ondes de volume

Les ondes P (compression) et S (cisaillement) ont pour vitesses $V_P=\sqrt{(K+\frac{4}{3}\mu )/\rho }$ et $V_S=\sqrt{\mu /\rho }$. Comme $\mu =0$ dans un liquide, les ondes S ne traversent pas les liquides. À chaque interface, les rais se réfléchissent et se réfractent (lois de Snell-Descartes) : les hodochrones (temps d'arrivée en fonction de la distance) révèlent les discontinuités.

Les grandes discontinuités

La **zone d'ombre** des ondes P (environ 105° à 142° de distance épicentrale) résulte de la réfraction vers la normale à l'entrée du noyau, où $V_P$ diminue.

Le modèle de Terre

La masse volumique moyenne (5,5 g/cm³) excède celle des roches de surface : la densité croît vers le centre. Le modèle PREM (1981) synthétise vitesses et densités. Composition : croûte continentale granodioritique ($\rho \approx 2,7$), croûte océanique basaltique et gabbroïque ($\rho \approx 2,9$), manteau péridotitique ($\rho \approx 3,3$ en surface), noyau de fer-nickel avec des éléments légers. La composition globale est contrainte par celle des chondrites.

Deux découpages coexistent :

• chimique : croûte / manteau, séparés par le Moho ;
• mécanique : lithosphère rigide / asthénosphère ductile, séparées par l'isotherme 1 300 °C environ.

La lithosphère océanique naît à la dorsale puis se refroidit : son épaisseur croît comme $\sqrt{t}$ et les fonds s'approfondissent ($p\approx 2500+350\sqrt{t}$, p en m, t en Ma, Parsons et Sclater). Devenue plus dense que l'asthénosphère, elle peut plonger : c'est le moteur principal des plaques (slab pull). Sous les océans, la LVZ (100-250 km) marque la proximité du solidus.

Sous une surface de compensation, la pression lithostatique est uniforme : les reliefs sont compensés en profondeur.

• Airy : croûte de densité uniforme, relief compensé par une racine.
• Pratt : densités latéralement variables, base plane.

Calcul type (Airy) : l'égalité des masses des colonnes donne $h{\rho }_c=r({\rho }_m-{\rho }_c)$. Avec ${\rho }_c=2,7$ et ${\rho }_m=3,3$, $r=4,5h$ : 5 km de relief impliquent une racine de 22,5 km. Preuves : anomalies de Bouguer négatives sous les chaînes, rebond post-glaciaire de la Fennoscandie et du Canada.

Wegener (1912-1915) rassemble des arguments morphologiques, paléontologiques et paléoclimatiques en faveur d'une Pangée, sans mécanisme convaincant. Les années 1960 apportent ce mécanisme : expansion des fonds océaniques (Hess, 1962), anomalies magnétiques symétriques (Vine et Matthews, 1963), failles transformantes (Wilson, 1965), puis modèle de plaques rigides (McKenzie et Parker, Morgan, Le Pichon, 1967-1968).

Méthode de calcul : demi-vitesse = distance à l'axe / âge de l'anomalie ; vitesse totale = double. Exemple : 100 km pour 2 Ma donnent 5 cm/an de demi-vitesse.

Dorsales (divergence)

Le manteau remonte et fond par décompression adiabatique ; 10 à 20 % de fusion partielle donnent des basaltes tholéiitiques (MORB), le résidu est une harzburgite. Les ophiolites (Oman, Chenaillet) montrent la coupe de la lithosphère océanique : sédiments, basaltes en coussins, complexe filonien, gabbros, péridotites. Dorsales lentes (Atlantique, vallée axiale) et rapides (Pacifique Est, dôme axial) diffèrent par leur alimentation magmatique.

Subductions (convergence océan-continent ou océan-océan)

Marqueurs : fosse, anomalie gravimétrique négative, plan de Wadati-Benioff (séismes jusqu'à environ 700 km), arc volcanique, flux thermique contrasté. La croûte subduite subit un métamorphisme HP-BT (schistes bleus à glaucophane, puis éclogites à grenat + omphacite) et se déshydrate. L'eau abaisse le solidus du coin de manteau : magmatisme calco-alcalin (andésites, granodiorites), volcanisme explosif.

Collisions

Après fermeture d'un océan, la lithosphère continentale, peu dense, résiste à la subduction : épaississement crustal, nappes de charriage, racine crustale, métamorphisme, granites d'anatexie, sutures ophiolitiques. Exemples : Himalaya (depuis environ 50 Ma), Alpes.

Failles transformantes

Coulissage sans création ni destruction de lithosphère, perpendiculaire aux segments de dorsale qu'elles décalent.

Points chauds

Volcanisme intraplaque lié à un panache profond quasi fixe : l'alignement d'âges croissants (Hawaï-Empereur) donne le mouvement absolu de la plaque.

Trois moyens de franchir le solidus : décompression, hydratation, hausse de température. La fusion est partielle ; le magma évolue ensuite par cristallisation fractionnée (suite de Bowen), d'un pôle basaltique vers des pôles andésitiques puis rhyolitiques.

Texture **microlitique** (verre + microlites, refroidissement rapide) pour les roches volcaniques, **grenue** pour les roches plutoniques.

• Toujours préciser si une limite est chimique (Moho) ou rhéologique (base de la lithosphère).
• Dans un calcul isostatique, écrire explicitement l'égalité des masses des colonnes et vérifier les unités.
• Pour les anomalies magnétiques, distinguer demi-vitesse et vitesse totale.
• Relier systématiquement contexte géodynamique, mécanisme de fusion et type de roche.