Structure, Sismicité et Morphologie de la Terre
5- Structure de la Terre
La structure interne de la Terre peut être étudiée au point de vue pétrographique et rhéologique.
A) Au point de vue pétrographique, elle peut être divisée en trois enveloppes concentriques:
A.1- La Croûte
A.2- Le Manteau
A.3- Le Noyau.
A.1) La Croûte
La croûte continentale est composée de roches granitiques et métamorphiques souvent surmontées par une couverture sédimentaire. Son épaisseur varie entre 30 et 70 km. Sa densité moyenne est de 2.5-2.7 g/cm^3 pour la croûte continentale supérieure. La croûte continentale inférieure est composée principalement par des gabbros. Elle a une densité moyenne d'environ 2.8 g/cm^3.
Figure 2.1- La Terre est composée par trois couches concentriques avec une pétrographie différente : Croûte, Manteau et Noyau. La limite entre le manteau et noyau est marquée par une diminution abrupte de la vitesse des ondes sismiques P (ondes de compression) et par une non-propagation des ondes sismiques S (ondes de cisaillement). Ceci suggère que la partie externe du noyau est liquide. La limite entre la croûte et le manteau supérieur est, grossièrement, soulignée par une augmentation rapide des ondes sismiques au-dessus de la zone de basse vitesse (L.V.Z.). La limite entre la croûte terrestre et le manteau supérieur est la discontinuité de Mohorovicic, souvent abrégée Moho. La discontinuité dans la vitesse sismique qui délimite le noyau et le manteau, bien visible dans cette planche. située à environ 2 900 km de profondeur est la discontinuité de Gutenberg. La croûte, fonction de sa composition, peut être subdivisée en croûte continental et volcanique et celle-ci en croûte volcanique subaérienne et croûte océanique.
La croûte océanique est composée par des roches basaltiques et des gabbros recouverts par des sédiments pélagiques et hémipélagiques. Sa densité moyenne est de l'ordre de 2.9 g/cm^3. Son épaisseur varie entre 4 et 10 km.
A.2) Le Manteau
Le manteau est composé par des péridotites anhydres et éclogites. Sa densité moyenne est de 3.3-3.4 g/cm3. La limite avec la croûte est marquée par la discontinuité de Mohorovicic (4-70 km). La limite inférieure est localisée à environ 680 km (+/- 20 km) de profondeur. Cette limite semble correspondre à un changement de phase.
Figure 2.2- Sur cette coupe schématique de la Terre, on constate que le déclenchement des panaches convectives se fait au niveau de la couche de transition (L.V.Z.) entre le noyau et le manteau. De même, des remontées de roches anormalement chaudes, provenant de la base du manteau terrestre (Couche D) forment ce qu'on appel souvent des panaches mantéliques. Comme la partie haute des panaches peut fondre, partiellement, en atteignant des profondeurs faibles, on suppose qu'ils sont à l'origine de centres magmatiques tels que les points chauds, et sont, sûrement, à l'origine des coulées basaltiques de trapps (grande province ignée de l'ouest de l'Inde, d'origine volcanique et constituée d'un empilement de coulées de lave sur plus de 2 000 mètres d'épaisseur). La formation des panaches est, souvent, expliquée par la théorie de Morgan, dans laquelle un hypothétique ralentissement du mouvement des plaques lithosphériques, qui peut être associé à la formation d'un supercontinent durant une période longue et prolongée, en l'absence de convection mantéllique, peut commencer à surchauffer, localement, le manteau inférieur, à proximité de l'interface noyau-manteau. Par la suite, ces régions subissent une poussée d'Archimède relativement au matériau qui les entoure, et commencent à monter par diapirisme. Dans cette figure, CMB (core–mantle boundary) correspond à la discontinuité de Gutenberg, qui représente une discontinuité dans la vitesse sismique qui délimite le noyau et le manteau. Elle se situe à environ 2 900 km de profondeur.
Le manteau inférieur a la même composition que le manteau supérieur, mais il est, probablement, dans une phase différente. Dans sa partie supérieure, la densité moyenne du manteau est de 3.3 g/cm^3 et de 5.6 g/cm^3 dans sa partie profonde (± 2900 km).
A.3) Le Noyau
Le noyau est composé, principalement, par du fer et nickel. Il peut se diviser en une partie interne solide et une couche externe liquide.
B) Au point de vue rhéologique (de la déformation et écoulement de la matière sous l'effet d'une contrainte appliquée), la Terre se divise en quatre couches concentriques :
B.1- La Lithosphère
B.2- L'Asthénosphère
B.3- La Mésosphère
B.4- Le Noyau
B.1) La Lithosphère
C'est la couche externe et rigide de la Terre. Son épaisseur varie entre 80 et 150 km. Sa limite inférieure est mal définie, surtout sous les continents. Cette couche correspond grosso modo à la zone de basse vitesse des ondes sismiques (Vp et Vs).
Figure 2.3- Comme on peut constater sur cette planche, les changements de la vitesse des ondes sismiques cisaillantes (ondes S) permettent de subdiviser le manteau supérieur en trois couches concentriques : (i) Lithosphère, (ii) Asthénosphère et (iii) Mésosphère. La lithosphère englobe non seulement la partie supérieure du manteau supérieur (au-dessus de L.V.Z i.e., la zone de basse vitesse), mais également la croûte terrestre (continentale ou océanique). L'asthénosphère (du grec asthenos, sans résistance) est la partie ductile du manteau supérieur terrestre. Elle s'étend de la lithosphère jusqu'au manteau inférieur sur 700 kilomètres. Elle compose la mésosphère (manteau inférieur). L'asthénosphère est composée de péridotites ductile (malléable) à plus de 1 300°C (environs) jusqu'à des températures pouvant atteindre les 3800°C à proximité du manteau inférieur. Plus précisément, elle est composée de trois phases minérales silicatées (55 % d'olivine, 28 % de pyroxène, 17 % de grenat) ainsi, éventuellement, qu’une fraction fondue. L'asthénosphère permet donc le phénomène de convection (déplacement de matière due à la chaleur). La mésosphère se rapporte au manteau inférieur dans la région entre l'asthénosphère et le noyau externe. C'est la plus épaisse couche de la Terre. À mesure que la profondeur augmente la pression et la force des atomes dans une structure plus dense et plus rigide. Ainsi la différence entre la mésosphère et l'asthénosphère est, probablement, due aux différences de densité et de rigidité, c'est-à-dire, à des facteurs physiques, et pas de n'importe quelle différence en composition chimique. La mésosphère est un synonyme de manteau inférieur.
B.2) L'Asthénosphère
Cette couche est sous-jacente à la lithosphère. Elle est beaucoup moins rigide que la lithosphère et peut se déformer par fluage de la matière. L'asthénosphère est limitée par la zone de diminution de vitesse des ondes Vp et Vs. Cette zone de faible vitesse des ondes sismiques traduit la présence d'au moins 3 % de matériel fondu. La limite inférieure est très mal marquée. Cependant, elle ne semble pas dépasser la profondeur de 350 km(+/- 30 km).
Figure 2.4- La propagation des ondes sismiques à travers la Terre a permis de mettre en évidence plusieurs couches, plus au moins, concentriques avec des caractéristiques rhéologiques différentes : (i) Noyau Interne (solide) ; (ii) Noyau Externe (liquide) ; (iii) Manteau et (iv) Lithosphère. Celle-ci est constituée par la partie la plus externe du manteau supérieur et par la croûte qui, au point de vue pétrographique, peut être continentale ou volcanique (subaérienne ou océanique). A quand d'un tremblement de Terre, les ondes sismiques P et S irradient depuis le foyer. Une répétition des lettres PP ou SS indique que les ondes ont été reflétés à la surface de la Terre. Une réflexion sur le bord externe du noyau est indiqué par la lettre 'c' (par exemple PcP, PCS). Une onde PK/KP se déplace à partir de la surface, à travers le manteau pour le noyau externe, dans le noyau interne, puis remonte à la surface. Une onde PPP voyage dans la croûte et le manteau supérieur et est réfléchie deux fois sur la surface. Une onde PKP se propage à travers le noyau externe liquide. Une onde PK/KP traverse le noyau interne solide.
B.3) La Mésosphère
La mésosphère correspond aux couches terrestres entre l'asthénosphère et la limite supérieure du noyau (profondeur ± 2900 km). Elle englobe la majorité du manteau.
B.4) Le Noyau
Ses limites sont définies par les changements de la composition chimique. Il est limité entre la profondeur 2900 km et le centre de la terre (±6370 km).
Figure 2.5- La lithosphère est une division rhéologique de la Terre. Elle englobe la partie supérieure du manteau, au-dessous de l'isotherme 1350° (début de la zone de basse vitesse des ondes sismiques) et la croûte. Celle-ci (continentale ou volcanique) est séparée du manteau par la discontinuité de Mohorovicic qui souligne une augmentation importante de la vitesse des ondes sismiques. Sur les lignes sismiques, cette discontinuité donne souvent des réflecteurs bien visibles. D'autre part, le manteau (division petrographique) correspond à l'ensemble de deux subsdivisions réhologiques, autrement dit, l'asténosphère et la méesosphère. Finalement, notons que le noyau, qui est la plus épaisse couche terrestre (environ 3500 km), est solide dans sa partie inférieur (environ 1300 km) et liquide dans sa partie externe (environ 2200 km).
La discontinuité de Mohorovicic (ou Moho) sépare la croûte terrestre du manteau sous-jacent :
- Elle souligne un changement abrupt de la vitesse des ondes sismiques ;
- Elle correspond au niveau où la vitesse des ondes P change de manière abrupte de 6.7-7.2 km/sec (dans la croûte inférieure) à 7.6-8.6 km/sec (moyenne 8.1 km/sec) au sommet du manteau supérieur ;
- Elle représente un changement chimique de matériel basaltique ou simatique, en haut, à un matériel péridotique ou dunitique, en bas ;
- Certains géoscientistes pensent qu'elle peut représenter aussi un changement de phase (basalte-eclogite) ;
- Sa profondeur varie de 5-10 km, sous les fonds océaniques, à 35 km et plus sous les continents ;
- Son épaisseur est estimée à 0.2-3 km ;
- Elle peut atteindre 60 km ou plus sous les chaînes plissées ;
- Elle est souvent bien visible sur les données sismiques.
6- Sismicité de la Terre
Les cartes sismiques, comme les cartes géologiques sont des figures imaginaires qui permettent de focaliser certains aspects de la réalité qui sans elles seraient simplement perdues.
Les cartes de la distribution des épicentres des tremblements de terre permettent de définir les limites entre les différentes plaques lithosphériques (fig. 2.6), mais quand elles sont faites sur des périodes de temps relativament petites, c'est-à-dire, des périodes de temps à l'échelle humaine. Grossièrement, les plaques lithosphériques ont les caractéristiques suivantes :
- Elles sont en mouvement les unes par rapport aux autres.
- Leurs limites sont définies par rapport à leur mouvement relatif.
- Elles sont composées par de la croûte et la partie rigide du manteau supérieur.
- Elles ont une épaisseur de l'ordre de 100 km, loin des dorsales océaniques.
Figure 2.6- La cartographie de l'activité sismique de la Terre entre 1960 et 1980 proposé, en 1981, par Alvaro F. Espinosa, Wilbur Rinehart, et Marie Tharp, permet très facilement de mettre en évidence les plaques lithosphériques principale. En fait, comme on le verra plus tard, la sismicité est, principalement, localisé dans les limites convergentes des plaques lithosphériques, en association non seulement avec des zones de subduction de type-B (ou de Benioff), comme c'est la cas de la ceinture du Pacifique et entre l'Australie et le SE Asiatiques, mais également avec les zones de subduction de type A (ou d'Ampferer). De même, elle est, également, très importante dans les limites divergentes des plaques, comme c'est le cas tout le long des dorsales mid-océaniques.
- La plupart de leur épaisseur est celle qui fait partie du manteau.
- L'épaisseur qui correspond à la croûte ne représente que 5 à 10% de l'épaisseur totale.
- Au-dessous des continents, et en particulier sous les chaînes plissées et hauts plateaux, la croûte est très épaisse. Elle peut dépasser 30 km.
L'enregistrement des ondes P, S et de surface d'un tremblement de terre et, particulièrement, celui du premier mouvement des ondes sismiques P (première arrivée) montre que le type de déplacement le long des limites entre les plaques peut être (fig. 2.7) : (i) normal, (ii) inverse et (iii) cisaillant.
Figure 2.7- L'enregistrement des ondes P, S (ondes de volume qui se propagent à l'intérieur de la Terre) et des ondes de surface (qui se propagent à la surface de la Terre), à quand d'un tremblement de terre, dont le foyer est situé dans l'hémisphère Nord, près de l'équateur, dans un séismographe localisé, dans l'hémisphère Nord, près du cercle polaire, montre que : (i) Les ondes P arrivent au séismographe environ deux minutes après ; (ii)Les ondes S, environ 10 minutes plus tard et (iii) Les ondes de surface environ 30 à 40 minutes plus tard. Les ondes P ou ondes de compression dilatation sont longitudinales, et traversent tous les milieux. Les ondes S ou secondes, qui arrivent après les ondes P, sont des ondes de cisaillement où le déplacement des particules est perpendiculaire (transverse) à la directions de propagation. Elles se propagent partout sauf dans les liquides une fois que le module de cisaillement ou de rigidité est zéro (on ne peut pas déformer un liquide par cisaillement). Les ondes de surface sont guidées par la surface de la Terre. Leur effet est comparable aux rides formées à la surface d'un lac. Elles sont des ondes sont dispersives et moins rapides que les ondes de volume mais leur amplitude est généralement plus forte.
L'enregistrement des ondes P, S et des ondes de surface d'un tremblement de terre (fig. 2.7), et particulièrement la première arrivée des ondes P aux séismographes est utilisée pour déterminer l'orientation du plan de faille et la direction du déplacement qui a causé le tremblement de terre :
- Si la direction de la faille et du mouvement relatif des blocs est N-S ou O-E, le mouvement des premières arrivées est le même.
Les sismologues ont remarqué que dans certaines directions (fig. 2.8), le premier mouvement enregistré dans les séismographes des ondes P a un mouvement vers le haut de la trace du séismographe (à l'opposée à l'épicentre). Dans les autres directions, le mouvement initial est vers le bas (vers l'épicentre).
Ces mouvement vers le haut ou vers le bas divisent en quatre secteurs les positions des stations comme il est illustré sur la fig. 2.8. L'un des deux limites correspond au plan de faille. Le mouvement relatif des blocs faillés (fig. 2.8) est déterminé par la distribution des mouvements vers le bas et vers le haut.
Figure 2.8- Ce schéma illustre comment les géoscientistes peuvent déterminer la direction du plan de faille et le mouvement relatif des blocs faillés ayant produit un tremblement de terre. En fait, quand un tremblement de Terre a eu lieu, les géoscientistes analysant les sismographes de plusieurs sismographes pour déterminer l'épicentre et la magnitude du séisme. Après, certains d'entre eux vont vers la région de l'épicentre pour examiner les failles pour voir comment l'orientation des plans de faille et la direction du déplacement corrèle avec les contraintes régionales, c'est-à-dire, si le tremblement de terre a été le résultat d'un mouvement d'une faille normale, inverses ou de cisaillement. Si rien n'est visible sur le terrain, cela veut dire que le foyer du tremblement de terre était très profond. Cependant, même dans ce cas, les géoscientistes peuvent déduire le type de faille qui a induit le tremblement de terre en analysant les sismogrammes, une fois qu'actuellement il y a tellement de séismographes dans le monde, que certainement, quelqu'uns entourent le foyer. Ainsi, il a été remarqué que dans certaines directions du tremblement de terre, le premier mouvement du terrain (première arrivée) enregistré dans un sismogramme, c'est-à-dire, l'onde P, est une poussée (mouvement vers le haut de la trace dans le sismogramme, i.e., mouvement vers l'épicentre) à partir du foyer. Dans des sismogrammes situés dans d'autres directions, la première arrivée peut être une traction (mouvement vers le bas de la trace ou à l'opposée de l'épicentre) en direction du foyer. Ces différences reflètent le fait que le mouvement du plan de faille semble être une poussée quand vue sur une certaine direction et comme une traction quand vue d'autre direction. Les poussées (vers) et les tractions (opposée) peuvent se distribuer en quatre compartiments comme illustré ci-dessus. Un des deux limites de ces compartiments représente le plan de faille. Le déplacement est déterminé par l'arrangement de les poussées (vers) et des tractions (contre). Remarquons, cependant, que dans cet exemple si la direction du plan de faille était perpendiculaire (??) et le mouvement relative senestre, le pattern des premières arrivées serait le même, autrement di, le géoscientiste doit décider entre deux possibilités, en utilisant d'autres informations. De cette façon, même sans évidence de terrain, les géoscientistes peuvent déduire si les contraintes qui ont provoqué le tremblement de terre étaient en compression, tension ou cisaillement.
Sur la fig. 2.9, sont illustrés les mouvements relatifs des blocs faillés qui ont produit un tremblement de terre :
- Les cercles représentent les blocs faillés.
- Les plans des failles ont la direction N-S.
- Les portions soulignées en noir indiquent que le premier mouvement (première arrivée) est en direction (vers, poussée) de l'épicentre.
- Pour les failles cisaillantes et si l'observateur est placé à droite du plan de faille (plan vertical) :
(i) la faille est dextre si le mouvement de la première arrivée de l'onde P est vers l'épicentre et
(ii) senestre si le mouvement s'éloigne de lui.
Figure 2.9- Sur cette figure on trouve la plus fréquente manière de représenter les mouvements relatifs des blocs faillés qui ont produit un tremblement de terre à partir de l'arrangement des premières arrivées (ondes P) enregistrées dans des sismographes autour d'un épicentre. Les arcs de cercle et les quadrants en noir indiquent que la première arrivé aux sismographes est vers les épicentre (mouvement vers le haut de la trace dans le sismogramme, i.e., mouvement vers l'épicentre.
Tout déplacement des blocs faillés, qu'il soit normal, inverse ou cisaillement, et quelque soit son amplitude a des effets catastrophiques, autour de l'épicentre, non seulement sur l'environnement mais aussi sur les populations.
Tous les tremblement de terre qui ont eu lieu en Turquie durant ce siècle ont été induits par des déplacements cisaillants dextres de la faille Nord Anatolienne (fig. 2.10).
Fig. 2.10- La faille transformante (limite de plaque lithosphérique où il n'y a ni subduction ni création de lithosphère, située en bordure d'une plaque lithosphérique découpant, souvent, une dorsale transversalement, où se produit le plus de tremblements de terre) nord anatolienne, qui passe par Izmit et Istambul, correspond à la limite ente la plaque anatolienne et la plaque eurasienne. Tout mouvement le long de cette faille produit des tremblements de terre à épicentre relativement superficiel. En fait comme illustré, tout les séismes autour de la mer de Marmara (1912, 1953, 1957, 1966 et 1999) sont à associer à cette faille ou à ses ramifications.
Le dernier séisme dans la région de Izmit (1999), dont les conséquences catastrophiques sont malheureusement connues de tout le monde, a été provoqué par un déplacement dextre d'environ 2 mètres. En effet, ce déplacement, qui a été exactement de 2,6 mètres est très bien visible par le déplacement des rails de chemin de fer de la ligne Istanbul-Ankara (fig. 2.11).
Figure 2.11- Non loin d'Izmit, la ligne de chemin de fer Istambul-Ankara traverse la faille Nord Anatolienne. La nuit du séisme, la portion de la voie située à l'ouest de la faille cisaillante s'est déplacée, relativement, de 2,6 mètres vers le nord-es, c'est-à-dire. avec un mouvement dextre ( dans le sens des aiguilles d'une montre).(J.P. Bot, Paris Match, 1999).
Les modèles thermodynamiques proposés pour la Terre excluent la possibilité de déformations par fracturation au-delà de la lithosphère, c'est-à-dire, au-delà de 30/50 km de profondeur. Cependant, le fait que des tremblements de terre se produisent à des profondeurs de 650 / 700 km pose le problème de la conciliation des modèles thermodynamiques avec l'existence de matériel rigide lithosphérique à des grandes profondeurs toujours capable de se fracturer.
Deux hypothèses permettent cette conciliation :
1- Le gradient géothermique proposé pour la Terre est incorrect.
2- Il existe un mécanisme géologique capable de transporter de la lithosphère rigide et cassante à des grandes profondeurs.
L'avènement de la Théorie de la Tectonique des Plaques a mis en évidence l'existence d'un tel mécanisme qu'on appelle "subduction" et qui permet de transporter de la lithosphère rigide et cassante à des grandes profondeur svers l'asthénosphère. Cependant :
- Certains géoscientistes (Warren et autres) considèrent que l'hypothèse de faire disparaître de la croûte par subduction, afin de balancer la croûte océanique formée au niveau des dorsales, n'est pas complètement prouvée.
- D'autres considèrent que la subduction n'est qu'une hypothèse "anti-expansionniste". En effet, avant le concept de la subduction, la "dilatation" terrestre était la solution la plus simple pour rendre compte de tous les phénomènes de distension de la Terre.
Avant de revoir les lois de la Tectonique des Plaques, nous récapitulerons rapidement:
a) La morphologie de la Terre ;
b) Les plaques lithosphériques ;
c) La mobilité des plaques ;
d) Les limites des plaques.
e) Les mégasutures.
f) Les marges d'une mégasuture.
7- La Morphologie de la Terre
En supposant que l'eau des océans soit enlevée, la morphologie de la surface de la Terre (fig. 2.12) se compose de cinq (5) ensembles morphologiques différents :
- Les chaînes plissées........................12%,
- Les chaînes océaniques..................23%,
- Les fonds océaniques.....................35%,
- Les plate-formes / talus.................23%,
- Les fosses océaniques.....................<1%.
L'arrangement de ces ensembles n'est pas aléatoire. Il est l'expression des mécanismes qui régissent la Tectonique des Plaques:
- Les chaînes plissées, et en particulier celles d'âge mésozoïque (âge inférieur à 255 Ma) sont associées aux mécanismes géologiques dits de subduction. Comme nous le verrons plus tard, il y a deux types fondamentalement différents de subduction :
La subduction de type B, ou de Benioff, où la plaque lithosphérique plongeante est océanique.
La subduction de type A, ou d'Ampferer, où la plaque lithosphérique plongeante est continentale.
- Les chaînes océaniques, qui sont liées aux dorsales océaniques, sont le résultat des mécanismes d'océanisation qui ont eu lieu pendant le Méso-Cénozoïque. La topographie de ces chaînes décroît au fur et à mesure qu'on s'éloigne de la dorsale mid-océanique. Plus l'expansion est rapide plus la topographie est marquée.
- Les fonds océaniques sont directement liées à l'océanisation et à la subsidence thermique induite par le refroidissement de la croûte océanique nouvelle.
- Les plate-formes / talus sont associées à l'accrétion sédimentaire des continents. La masse continentale totale a augmenté au fur et à mesure des collisions, jusqu'à se stabiliser dès que le apport terrigène a été compensé par la subduction.
- Les fosses océaniques sont induites par la subduction des plaques plongeantes.
Figure 2.12- Cette carte illustre la morphologie actuelle de la Terre. Les chaînes plissées de la Mauritanie, de l'Oural, les Calédonides et quelques autres sont des vieilles chaînes, puisqu'elles sont antérieures à la rupture du supercontinent Pangée. Les chaînes plissées (12%) correspondent surtout à des chaînes associées avec la formation de la mégasuture Méso-Cénozoïque. Si on exclue les chaînes plissées, la plate-forme / talus (30%) correspond, pratiquement, à la masse continental actuelle. Les chaînes océaniques marquent l'expansion océanique récente, qui n'a pas encore eu le temps de s'alourdir et de subsider, tandis que les fonds océaniques correspondent à la vieille croûte océanique Mésozoïque, lourde et froide prête à entrer en subduction.
Le profil topographique Ouest-Est depuis l'océan Pacifique jusqu'à l'Afrique (fig. 2.13), illustre ces différentes unités morphologiques terrestres. En partant de l'Ouest, on peut y reconnaître successivement :
(i) la fosse océanique bordant l'Amérique du Sud ;
(ii) la chaîne plissée des Andes ;
(iii) la plate-forme /talus continental de l'Amérique du Sud ;
(iv) la fond océanique séparant la plate-forme / talus du glacis ;
(v) la chaîne Mid-Atlantique ;
(vi) la fond océanique qui borde le continent africain.
Figure. 2.13 - Les unités morphologiques individualisées sur une coupe topo-bathymétrique depuis le Pacifique jusqu'à la plate-forme Africaine (latitude d'environ 30°S) sont interprétées en termes géologiques dans la partie inférieure. La zone de subduction que borde l'ouest de l'Amérique du Sud est soulignée par une fosse océanique. D'autre part, la chaîne océanique associée à la dorsale mid-océanique est également évidente, ainsi que les fonds océaniques de chaque côté de la dorsale, qui sont constitués par de la croûte océanique Mésozoïque refroidie et dense.
Sur le profil topographique illustré sur la fig. 2.13, où de l'Ouest vers l'Est, on peut mettre en évidence :
(a) Le fond océanique du Pacifique ;
(b) La fosse océanique de l'Amérique du Sud ;
(c) La chaîne plissée des Andes ;
(d) La plate-forme / talus de l'Est de l'Amérique du Sud ;
(e) Le glacis Est de l'Amérique du Sud ;
(f) Le fond océanique Ouest de l'océan Atlantique Sud ;
(g) La chaîne plissée océanique de l'océan Atlantique Sud ;
(h) Le fond océanique Est de l'océan Atlantique Sud et
(i) Le rebord de la plate-forme Ouest Africaine.
Deux mécanismes géologiques permettent d'expliquer ce profile:
(i) La subduction de la croûte océanique ;
(ii) L'océanisation au niveau de la dorsale mid-Atlantique .
Le plongement ou subduction de la lithosphère froide et rigide du Pacifique sous la croûte continentale de l'Amérique du Sud, explique la fosse océanique et la chaîne plissée des Andes. La formation de croûte océanique nouvelle et chaude au milieu de l'océan Atlantique à partir de la dorsale océanique, explique les chaînes océaniques. Le phénomène d'expansion océanique (océanisation) créée les fonds océaniques au fur et à mesure que la croûte se refroidit en s'éloignant des dorsales.
Contrairement a une idée très répandue, la forme de la Terre et le niveaux de la mer ne sont pas réguliers. Comme on peut le constater sur la fig. 2.14, la forme de la Terre est très irrégulière et le niveau de la mer très ondulé. Elle est marquée par des ondulations à grande échelle spatiale du géoïde terrestre, c'est-à-dire de la surface équipotentielle du champ de gravité qui, au-dessus des océans, coïncide avec le niveau moyen des mers
Fig. 2.14- La gravité terrestre varie légèrement à la surface de la Terre. Il y a de nombreuses raisons à ce phénomène, mais la principale est l'inhomogénéité de la répartition des éléments terrestres. La mission du satellite GOCE durant 4 ans était de cartographier la gravité terrestre avec une très grande précision. Les tremblements de terre modifient légèrement la gravité, car ils transforment la surface terrestre et ses éléments sur des dizaines de kilomètres. Par exemple, le séisme de magnitude 9.0, sur l'échelle de Ritcher, du 11 mars 2011 au Japon sur la côte pacifique du T?hoku, et qui est le plus grand séisme capté depuis 100 ans, a ainsi modifié le fond marin et le niveau de la mer, ce qui a influencé la gravité locale et causé de légers changements. Ce séisme a été suivi d’un Tsunami, qui a provoqué la mort d’environ 14 000 personnes. De surcroît, le tsunami a, aussi, causé une grande série d’accidents majeurs dans les centrales nucléaires à Fukushima. Dans cette représentation les anomalies positives de la gravité sont soulignées en bleu et les anomalies négatives en rouge (l'amplitude des ondulations est exagérée d'un facteur 100.000 par rapport au rayon de la Terre, ainsi, il est facile de comprendre que le niveau de la mer n'est pas plat, mais très ondulé. Il est plus au-dessus des régions avec une gravité supérieur à la moyen, une fois qu'il est plus attiré vers le centre de la Terre. Le contraire se basse au-dessus des région avec une gravité inférieure à la normale.
Comme la masse de la Terre n'est pas uniformément distribuée en des couches concentriques, la gravité varie d'un endroit à l'autre. Dans les endroits où la gravité est la plus forte, le niveau de la mer est abaissé car l'eau est très attirée vers le centre de la terre. Au contraire, dans les endroits où la force gravitationnelle est plus faible, le niveau de la mer est bosselé, car l'eau est moins attirée vers le centre de la terre. Deux régions sont souvent citées comme des régions extrêmes. La région des Maldives, pour les anomalies négatives, et la région de Papua Nouvelle Guinée, pour les anomalies positives. La différence entre le niveau de la mer de ces deux régions est d'environ 250 mètres
Les anomalies du niveau de la mer sont utilisées très souvent par certains géoscientistes pour critiquer les corrélations globales des limites des séquences de dépôts (cycles stratigraphiques associés aux cycles eustatiques de 3e ordre) proposées par la Stratigraphie Séquentielle. En effet, on peut se demander comment corréler globalement des discordances associées à des chutes eustatiques de quelques dizaines de mètres, autrement dit des chutes inférieures aux anomalies du niveaux de la mer.
Fig. 2.15- Cette carte représente les anomalies de gravité à courtes longueurs d'onde déduites de la mesure des ondulations de la surface de la mer par les satellites altimétriques. Elle est une véritable image des fonds sous-marins. Elle représente la signature gravitationnel des grandes unités lithosphériques de la tectonique des plaques: (i) des dorsales, (ii) des chaînes volcaniques sous-marines, (iii) des zones de fracture, (iv) des zones de subductions, etc.
La morphologie de la Terre et en particulier celle des fonds océaniques se voit très bien sur les cartes gravimétriques (fig. 2.15) élaborées à partir des anomalies du champ de gravité. Ces anomalies sont déduites des différences entre l'ellipsoïde et le géoïde. L'ellipsoïde est une figure mathématique équivalente au niveau marin moyen comme si toute la masse de la Terre était distribuée d'une manière radiale et symétrique.
Pour terminer ce chapitre, rappelons qu'il y a quelques siècles, la morphologie de la Terre, et en particulier ces dimensions, étaient gardés comme des secrets d'état, comme on peut le constater ci-dessous :
Quand Christophe Colomb a proposé au Roi du Portugal d'aller à Cipango (l'île aux épices, autrement dit le Japon) en prenant directement la direction Ouest, les marins portugais de l'École de Sagres ont suggéré au Roi de refuser. Ce refus a été basé en deux raisons principales :
a) A cette époque (1490) :
(i) Les bateaux ne possédaient pas encore la voile latine qui permet de faire des bords et de naviguer contre le vent ;
(ii) La direction du vent était considérée comme erratique.
Ce n'est qu'après le retour de Colombo, que les marins espagnols et portugais ont compris que la direction des vents n'était pas erratique sans pour autant avancer aucune explication. Celle-ci a été proposée environ 200 ans plus tard par Edmond Halley (1656-1742) et expliquée mathématiquement par Gaspar G. de Coriolis, en 1836.
b) Les marins portugais ont refusé la distance de 4.800 km entre le Portugal et Cipango proposée par Colombo, car ils ont mis en cause les 29 000 km de périmètre de la Terre utilisé par Colombo.
En effet, bien que le périmètre de la Terre ait été calculé par Erastosthème (240 ans avant J.C.) comme étant d'environ 40 000 kilomètres (très proche de la réalité), à l'époque de Colombo, la plupart des hommes d'état pensaient qu'il n'était que 29 000 km.
Colombo pensait que naviguant vers l'Ouest depuis Lisbonne, l'Asie n'était qu'à 4 800 km. Dans la réalité, la distance est de 16 000 km. Heureusement, que les continents américains existent, cas contraire, on n'auraient jamais entendu parler de ce aventurier, qui n'avait fait qu'un seul voyage en bateau, avant de convaincre les Rois Catholiques d'un telle aventure (encore une découverte par serendipité, autrement par hasard).
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Dernière modification : Juin, 2014
