Chapitre 5

CHP 5
LA GEODYNAMIQUE DE LA TERRE
La dynamique interne de la terre, ou la géodynamique interne, concerne les mouvements et les processus
qui affectent l'intérieur de la Terre. Il s'agit essentiellement d'une thermodynamique reliée à la déperdition
de chaleur causée par la désintégration radioactive de certains éléments.
Une des manifestations les plus tangibles de cette dynamique est le déplacement de plaques rigides
(lithosphériques) à la surface de la planète, plaques qui glissent sur du matériel plastique (asthénosphère).
I.
La théorie de la tectonique des plaques
1) L’hypothèse de la dérive des continents (Wegener, 1912)
Arguments convaincants mais pas de mécanisme explicatif satisfaisant…
2) Le modèle de convection de Hess (1922)
La Terre est animée de mouvements de convection
Les dorsales mettent en évidence les courants ascendants et les fosses océaniques les courants
descendants. La croûte océanique, créée au niveau des dorsales et enfouie au niveau des fosses
océaniques, est continuellement recyclée alors que la croûte continentale, à cause de sa légèreté, est
condamnée à dériver à la surface de la Terre.
3) L’hypothèse d’expansion des fonds océaniques
Les continents sont passivement transportés sur une sorte de tapis
roulant.
En 1963, Lawrence Morley, Fred Vine et Drumond Matthews
confirment les idées de Hess et de Dietz en interprétant les
anomalies magnétiques découvertes sur le plancher océanique
comme des marqueurs de l’expansion.
Le champ magnétique provient des mouvements de convection du
noyau externe (fer liquide) à cause des différences de pression.
/!\origine des inversions inconnue
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4) Formation de la théorie de la tectonique des plaques
Théorie de l’expansion des fonds océaniques + Localisation de l’activité sismique et volcanique =
tectonique des plaques
1ère hyp : La lithosphère serait découpée en une série de « blocs » parfaitement rigides, se déplaçant les uns par
rapport aux autres. (Jason Morgan (1967) et Dan Mc Kenzie et Robert Parker (1967))
2ème hyp : la surface du globe divisée en 6 plaques lithosphériques dont il détermine les frontières à partir
de l’activité tectonique et calcule les pôles de rotation de leur mouvement relatif depuis 120 millions
d’années. Par la suite, ces mêmes procédés permirent par simple « fermeture » des océans de reconstruire
les positions successives des continents depuis 200 millions d’années. (Xavier Le Pichon (1968))
La théorie de la tectonique des plaques est un modèle de la mécanique planétaire terrestre qui permet de
comprendre d'une façon unifiée les grands phénomènes géologiques.
Séismes
Déformation des roches
La formation des chaines de montagnes
Volcanisme
II.
Les séismes
Foyer = hypocentre
1) Localisation d’un séisme
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2) Mesure des séismes
L’échelle de Mercalli représente l’intensité d’un séisme sur une échelle de I à XII. Cette intensité
est déterminée par deux choses: les dégâts causés et la percéption qu’a eu la population du séisme.
L’échelle de Richter fournit la magnitude d’un séisme. La magnitude rend compte de l'énergie
libérée au foyer d'un tremblement de terre. Elle se mesure sur une échelle logarithmique ouverte.
La magnitude n'est pas une échelle, c'est une fonction logarithmique.
Lors de la rupture qui se produit au foyer d'un tremblement de terre, la plus grande partie de l'énergie se
dissipe sous forme de chaleur. Une partie seulement se propage au loin sous forme d'ondes élastiques.
La magnitude de Richter mesure l'énergie émise sous forme d'ondes élastiques.
La magnitude est calculée soit à partir de l'amplitude du signal enregistré par un sismomètre, soit à partir
de la durée du signal lue sur le sismogramme.
Il existe plusieurs types de magnitude:
Magnitude locale (ML)
Magnitude de durée (MD)
Magnitude des ondes de surface (MS)
Magnitude des ondes de volume (MB)
Magnitude de Kanamori (MW)
3) Notion de risque sismique
RISQUE = ALEA * VULNÉRABILITÉ
Vulnérabilité: gravité et/ou conséquences que les dommages peuvent avoir sur les biens ou les personnes.
Aléa: probabilité d’occurrence d’un phénomène
III.
Rifting et océanisation
1) mécanisme
 Dans le noyau et les zones
profondes du manteau, les
réactions nucléaires produisent de
la chaleur. Il en résulte de lentes
remontées de matière chaude sous
forme de courants de convection
bloqués dans leur ascension par la
lithosphère continentale. La croûte
continentale se déforme en dôme
tandis que des failles apparaissent.
 A cause d’une certaine
solidarité (couplage) entre la
lithosphère
rigide
et
l’asthénosphère plus plastique les
courants de convection divergents
ont une double action:
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le manteau lithosphérique est étiré et aminci,
la croûte continentale en extension se fracture selon un système de failles listriques; un fossé
d’effondrement plus ou moins large se forme (=graben).
 Tandis que la croûte continentale et le manteau lithosphérique continuent de s’étirer et de
s’amincir, les eaux marines envahissent le fossé d’effondrement plus ou moins précocement.
 Provenant de l’érosion
des
masses
continentales
maintenant
séparées,
les
sédiments
s’accumulent
rapidement
dans
les
compartiments de faille :
sédimentation en éventail
 Diminution
de
la
pression dans les péridotites du
manteau, sans perte de chaleur
= décompression adiabatique.
Processus de fusion partielle du
magma et genèse d’un magma
de composition basaltique. Des
éruptions sont possibles dans
les systèmes de failles.
 Les couches sédimentaires se superposent (en éventail). A l’aplomb de la remontée mantellique
une dorsale océanique se met en place et il y épanchement de magma basaltique de part et d’autre de
l’axe de la dorsale: c’est l’expansion des fonds océaniques. Le véritable domaine océanique apparaît. Les
évènements sismiques sont fréquents mais de faible intensité.
 L’extension permanente assurée par les courants de convection divergents permet des montées de
magma en continue au niveau de la dorsale. La formation simultanée de basaltes près de la surface et, plus
profondément des gabbros assurent la création permanente de croute océanique .
2) La croute océanique
Les ophiolites (= séries ophiolitiques) sont les témoins de la composition et de la structure de la croûte
océanique. On les observe à l’air libre, dans les chaines de montagne et sont définies comme un ensemble
comportant schématiquement de bas en haut:
• des péridotites
• des gabbros
• des complexes filoniens
• des laves en coussin (=pillow lava)
La structure et la composition des ophiolites peuvent varier. La diversité des ophiolites se situe entre deux
pôles extrêmes : les « Lherzolite OphioliteTypes » (LOT) et les« Harzburgite Ophiolite Types » (HOT).
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• Les HOT ont une croûte océanique épaisse et continue et un manteau (lithosphérique) harzburgitique. A
l'heure actuelle la lithosphère Pacifique, formée au niveau d'une ride à croissance rapide (environ 10
cm/an), est de ce type.
• Les LOT ont une croûte océanique réduite, discontinue, voire absente et un manteau lherzolitique. Ce
manteau est souvent serpentinisé, car lorsque la croûte est absente, celui-ci est directement en contact
avec l'eau de l'océan, car il est juste sous le plancher océanique. La serpentinisation est une transformation
de la péridotite par hydratation importante. Les ophiolites alpines de France (dont le Chenaillet) sont de ce
type. L'exemple actuel est la lithosphère Atlantique, formée au niveau d'une ride à croissance lente
(environ 1 cm/an).
3) Les dorsales
 L’expansion du domaine océanique permet aux
sédiments récents de se déposer au-delà des sédiments
plus anciens. Par conséquent la sédimentation des
plaines abyssales est mince (boue rouge + radiolarites)
alors que la sédimentation péricontinentale est épaisse et
variée.
Les basaltes se refroidissant en dessous de 750°C «
fossilisent » le champ magnétique terrestre
contemporain à leur formation grâce à la magnétite
(FeO+Fe2O3) qu’ils contiennent.
Principe du carottier Kullenberg
Lorsque le carottier pilote atteint le fond, il déclenche le
système de largage qui libère l’ensemble carottier/lest
(tube de 10m + lest d’1 tonne). L’ensemble s’enfonce
dans le sédiment sous son poids. Un système de piston à
l’intérieur du tube en pvc facilite la pénétration du
carottier par aspiration du sédiment.
 Les bordures continentales ennoyées par l’importante sédimentation sont devenues des marges
passives. L’activité tectonique y est faible. Elle consiste en le re-jeu des failles qui affectent le socle
granitique sous le poids des sédiments.
Ces derniers peuvent aussi dévaler brutalement la pente continentales sous forme de courants de turbidité
à l’origine de certains tsunami.
 Les circulations d’eau océanique dans la lithosphère transforment ses minéraux en minéraux
verdâtres (chlorite, hornblende, serpentine). Il y a un métamorphisme hydrothermal aboutissant à la
formation de métabasaltes et de métagabbros.
La lithosphère vieillissante, maintenant épaisse, est devenue plus froide par échange thermique avec
l’océan. Sa densité devient plus forte que l’asthénosphère sur lequel elle flotte. Une contrainte tectonique
entrainerait une partie de la lithosphère océanique à plonger dans l’asthénosphère: c’est la subduction…
La segmentation des dorsales: les failles transformantes
Initialement, ces failles décrochantes sont appelées transformantes car elles peuvent dans certains cas
transformer le mouvement en un autre (accrétion à subduction). Le terme a été élargi à toutes les failles à
composante horizontale résultant de l’expansion océanique: On observe donc:
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• les failles décalant simplement une même dorsale;
• les failles de rift à fosse de subduction;
• les failles de fosse à fosse (très rare).
4) La subduction
Dans un contexte tectonique de convergence, une
lithosphère (la plupart du temps océanique) froide et dense plonge sous une lithosphère moins dense.
Les zones où il y a subduction sont appelées marges actives car il y a une activité sismique et volcanique. Il
existe 2 types de subduction: les subductions continentales et les subductions océaniques.
bilan des forces présentes au sein d’une
zone de subduction
• Force induite par l’enfoncement du slab sous on propre poids (slab pull)
•Une force d’ancrage au sein du manteau (anchoring)
• Une force de résistance du manteau à la pénétration du slab
•Une force de pression sur la slab due à des flus mantelliques poussant celui-ci sur l’une ou l’autre des
faces selon une direction normale à la fosse (regional
mantle flow)
•Des forces liées au couplage entre les 2 plaques. Une force de friction et une force de poussée /succion
qui rendent le slab et la lithosphère supérieure interdépendants.
Type Mariannes vs type Chili
Le pendage de la plaque plongeante
n’est pas identique dans toutes les
subductions.
Equilibre des forces présentes au sein
des zones de subduction + âge de
plaque subduite + topographie de la
plaque plongeante + ???... 
variations de pendage.
On définit globalement 2 types de
subduction en fonction de leur
géométrie: les subductions de type
Chili (faible pendage) et les
subductions de type Mariannes (fort pendage).
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