Distribution bimodale des altitudes : La Terre présente deux groupes distincts d'altitudes, avec une croûte continentale située à une altitude moyenne de +840 m, et une croûte océanique à une altitude moyenne de -3800 m.
Croûte continentale (CC) : Couche de roche située sous les continents, caractérisée par une altitude moyenne de +840 m. Sa roche principale est le granite, une roche grenue riche en silice, avec une densité faible d'environ 2,7.
Croûte océanique (CO) : Couche de roche située sous les océans, avec une altitude moyenne de -3800 m. Ses roches principales sont le basalte en surface (microlitique) et le gabbro en profondeur (grenue). La densité de la croûte océanique est plus élevée, environ 2,9.
Discontinuités sismiques : Interfaces où la vitesse des ondes sismiques change brutalement, permettant de délimiter différentes couches internes du globe.
Moho : Limite entre la croûte et le manteau, située à une profondeur variable (environ 7 km sous les océans, 30 km sous les continents). Elle est définie par un changement brutal de vitesse des ondes sismiques.
La distribution bimodale des altitudes traduit une différence de composition et de densité entre la croûte continentale et la croûte océanique.
La croûte continentale est principalement composée de granite, plus légère, tandis que la croûte océanique est composée de basalte et gabbro, plus denses.
La limite entre la croûte et le manteau, appelée Moho, est identifiée par une discontinuité sismique, dont la profondeur varie selon la localisation (plus peu profonde sous les océans).
La sismologie révèle également d’autres discontinuités importantes, comme la limite manteau/noyau (Gutenberg) et la limite noyau externe/graine (Lehmann).
La Terre possède une structure bimodale avec une croûte continentale légère et épaisse, et une croûte océanique plus dense et plus fine, séparées par des discontinuités sismiques dont le Moho marque la frontière entre la croûte et le manteau.
La croûte terrestre, divisée en continentale et océanique, est en mouvement constant, comme en témoignent la sédimentation, le magmatisme, et les mesures modernes, illustrant la dynamique de la lithosphère.
Formation du magma : Processus par lequel la péridotite de l'asthénosphère remonte sous la dorsale, entraînant une décompression adiabatique qui provoque la fusion partielle de la péridotite (voir section 7). La fusion partielle génère du magma basaltique ou gabbroïque selon le refroidissement rapide ou lent (voir section 8).
Fusion partielle de la péridotite : Mécanisme où la décompression adiabatique lors de la remontée de la péridotite sous la dorsale entraîne une fusion partielle, produisant du magma. La péridotite résiduelle devient une péridotite appauvrie du manteau lithosphérique (voir section 7).
Différence entre dorsales rapides et lentes : Les dorsales rapides (ex : Pacifique) présentent une forte activité magmatique, avec une production importante de basalte et gabbro, tandis que les dorsales lentes (ex : Atlantique) ont une activité magmatique plus faible, laissant souvent affleurer directement la péridotite serpentinisée par l’eau de mer (voir section 7).
La fusion partielle de la péridotite lors de la formation du magma est essentielle à la dynamique des dorsales, avec une activité magmatique plus intense dans les dorsales rapides que dans les lentes.
Vieillissement de la lithosphère océanique : Processus par lequel la lithosphère océanique se refroidit, s'hydrate et se métamorphose en s'éloignant de la dorsale, entraînant une augmentation de sa densité et une évolution vers sa disparition par subduction (voir section 4).
Métamorphisme hydrothermal : Transformation de la lithosphère océanique en réponse à l'hydratation et au passage d'eau de mer chaud lors de son éloignement de la dorsale, conduisant à la formation de métagabbro (faciès Schistes Verts à chlorite/actinote) et de serpentine à partir de la péridotite (voir section 4).
Disparition de la lithosphère océanique par subduction : Phénomène où la lithosphère océanique refroidie, dense et épaissie, dépasse la densité de l'asthénosphère, ce qui entraîne son plongement dans le manteau supérieur, accompagné de déshydratation, fusion partielle et volcanisme explosif (voir section 4).
L'évolution de la lithosphère océanique, de sa formation à sa disparition par subduction, résulte d'un processus de refroidissement, d'hydratation et de métamorphisme hydrothermal, aboutissant à son plongement dans le manteau lorsque sa densité devient trop élevée.
Les discontinuités sismiques, notamment celles du manteau/noyau externe et du noyau externe/graine, révèlent la stratification profonde de la Terre, essentielle pour comprendre sa dynamique interne.
Flux thermique en dorsale : La remontée de la péridotite de l'asthénosphère sous la dorsale entraîne une décompression adiabatique, favorisant la fusion partielle et la production de magma. Ce processus est associé à un flux thermique élevé, visible par la présence de séismes superficiels et par la production de roches magmatiques comme le basalte et le gabbro.
Séismes superficiels : Séismes dont l’épicentre se situe en surface ou à faible profondeur (environ 0 à 70 km). Ils sont caractéristiques des zones de divergence comme les dorsales, où la remontée de magma et la fracturation de la lithosphère provoquent des secousses proches de la surface.
Séismes profonds : Séismes localisés à grande profondeur (au-delà de 300 km), principalement observés dans les zones de convergence, notamment en zone de subduction. Ils résultent du plongement de la plaque lithosphérique dans le manteau, où la déformation se concentre à différentes profondeurs selon la plan de Wadati-Benioff.
Volcanisme explosif en zone de subduction : Volcanisme associé à la subduction de la plaque océanique sous une plaque continentale ou océanique. La déshydratation de la plaque plongeante libère de l’eau, abaissant le point de fusion du manteau supérieur et provoquant une fusion partielle. Cela génère un magma riche en silice, qui donne lieu à un volcanisme explosif, notamment avec des roches comme l’andésite et la rhyolite.
La remontée de la péridotite sous la dorsale provoque une fusion partielle par décompression adiabatique, produisant du magma qui cristallise en surface en basalte ou gabbro, témoignant de la dynamique de divergence.
La présence de séismes superficiels en dorsale indique la fracturation de la lithosphère lors de la formation de nouvelle croûte océanique.
La disparition des séismes profonds en zone de subduction** est liée à la plongée de la plaque lithosphérique dans le manteau, où la déformation se concentre à différentes profondeurs, formant le plan de Wadati-Benioff.
Le volcanisme explosif en zone de subduction est causé par la fusion partielle de la péridotite déshydratée, générant des magmas riches en silice, responsables des éruptions violentes.
Les flux thermiques élevés en dorsale, combinés aux séismes superficiels, attestent de la remontée de magma et de la formation de nouvelle croûte océanique, tandis que les séismes profonds et le volcanisme explosif en zone de subduction illustrent la plongée et la déshydratation de la plaque lithosphérique dans le manteau.
Dorsale (dynamique des zones de divergence) : Zone de séparation entre deux plaques lithosphériques où se produit une divergence, caractérisée par un flux géothermique fort, des séismes superficiels, et la production de roches volcaniques comme le basalte et le gabbro. La formation du magma y est liée à la remontée de la péridotite de l'asthénosphère, entraînant une fusion partielle par décompression adiabatique.
Remontée de la péridotite : Mouvements ascendants de la roche mantellique composée de péridotite, sous la dorsale, provoqués par la divergence des plaques. Cette remontée entraîne une décompression adiabatique, favorisant la fusion partielle de la péridotite.
Fusion adiabatique : Processus de fusion de la péridotite lors de sa remontée sous la dorsale, dû à la décompression sans échange de chaleur avec l'extérieur. Elle permet la génération du magma qui forme le basalte et le gabbro en surface ou en profondeur.
La dynamique des dorsales repose sur la remontée de la péridotite de l'asthénosphère, dont la fusion adiabatique lors de la divergence des plaques génère le magma, façonnant la croûte océanique.
Données sédimentaires : Informations provenant de l'étude des sédiments accumulés au contact des roches en bordure ou au sein des zones de divergence, permettant de dater l'âge des sédiments et de suivre l'évolution de la croûte océanique (ex : augmentation de l'âge des sédiments en s'éloignant de la dorsale).
Points chauds : Alignements volcaniques (ex : Hawaii) indiquant le déplacement d'une plaque au-dessus d'une source de magma fixe, permettant de repérer la mobilité des plaques lithosphériques.
Mesures GPS : Techniques de suivi en temps réel des vitesses de déplacement des plaques lithosphériques, exprimées en centimètres par an, fournissant des données précises sur la dynamique de la mobilité horizontale.
Les données sédimentaires montrent que l'âge des sédiments au contact du basalte augmente symétriquement en s’éloignant de la dorsale, témoignant de la divergence des plaques et de la création de nouvelle croûte océanique.
Les points chauds sont des marqueurs de la mobilité des plaques, illustrant leur déplacement au-dessus d'une source de magma fixe, ce qui est confirmé par leur alignement et leur âge croissant en direction du mouvement.
Les mesures GPS permettent de quantifier en temps réel la vitesse de déplacement des plaques, généralement de quelques centimètres par an, confirmant la théorie de la mobilité horizontale.
Les données sédimentaires, points chauds et mesures GPS constituent des preuves essentielles de la mobilité des plaques lithosphériques, illustrant la dynamique de divergence et la formation du magma en zone de dorsale.
Discontinuités sismiques : Zones où la vitesse des ondes sismiques change brusquement, indiquant une variation de composition ou d'état physique dans le globe terrestre. Elles permettent de délimiter différentes couches ou zones internes, comme la limite croûte/manteau ou la limite noyau/manteau. (Source : apport de la sismologie)
Limite croûte/manteau (Moho) : Discontinuité située à la surface du manteau, séparant la croûte de la partie supérieure du manteau. La profondeur du Moho varie : environ 7 km sous les océans, environ 30 km sous les continents. Elle est caractérisée par une augmentation significative de la vitesse des ondes sismiques. (Source : apport de la sismologie)
Moho : La limite entre la croûte et le manteau, définie par une discontinuité sismique. Elle marque la transition entre ces deux couches, avec une augmentation de la vitesse des ondes P et S. La profondeur du Moho est variable selon la localisation (≈7 km sous l’océan, ≈30 km sous les continents). (Source : apport de la sismologie)
La discontinuité sismique du Moho est la frontière essentielle qui sépare la croûte du manteau, dont la profondeur varie selon le contexte géologique, et elle est détectée par une variation brusque des vitesses des ondes sismiques.
| Critère | Croûte continentale | Croûte océanique | Auteur / Référence |
|---|---|---|---|
| Composition | Granite (siliceux, légère) | Basalte en surface, Gabbro en profondeur | - |
| Altitude moyenne | +840 m | -3800 m | - |
| Densité | Environ 2,7 | Environ 2,9 | - |
| Discontinuité sismique (Moho) | Profondeur : 30 km | Profondeur : 7 km | - |
| Discontinuités majeures | Gutenberg, Lehmann | Gutenberg, Lehmann | - |
| Critère | Discontinuités sismiques | Formation du magma | Preuves de mobilité |
|---|---|---|---|
| Limite entre croûte et manteau | Moho (7-30 km) | Fusion partielle de la péridotite | Sédiments, points chauds, GPS, paléomagnétisme |
| Limite manteau/noyau | Gutenberg (2900 km) | - | - |
| Limite noyau externe/graine | Lehmann (5150 km) | - | - |
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1. Comment la connaissance de la discontinuité sismique du Moho peut-elle être utilisée dans l'étude de la structure interne de la Terre ?
2. Quand la formation de la croûte océanique a-t-elle été établie comme ayant commencé, selon les datations géologiques ?
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Distribution bimodale des altitudes
Terre avec croûte continentale et océanique distinctes
Croûte continentale — altitude ?
+840 m en moyenne
Croûte océanique — composition principale ?
Basalte en surface, gabbro en profondeur
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