Roches magmatiques et structure du globe

En quatrième, vous avez appris que la surface de la Terre est découpée en plaques qui bougent. La question de première est : de quoi est faite la Terre sous nos pieds, et comment le sait-on, alors que le forage le plus profond jamais réalisé n'a pas atteint treize kilomètres, sur un rayon de six mille quatre cents ?

Les ondes sismiques, un moyen majeur de sonder le globe. Un séisme émet des ondes qui traversent le globe et sont enregistrées partout par des sismographes. Deux types nous renseignent. Les ondes P (premières) sont des ondes de compression : elles se propagent dans les solides comme dans les liquides. Les ondes S (secondes) sont des ondes de cisaillement : elles ne se propagent que dans les solides. Et la vitesse de chacune dépend du matériau traversé : elle dépend des propriétés élastiques et de la masse volumique. Dans un modèle élastique isotrope, les modules interviennent au numérateur et la masse volumique au dénominateur : à modules fixés, augmenter la masse volumique diminue la vitesse. Les valeurs de vitesse doivent donc être mesurées ou fournies, pas déduites de la seule densité. En comparant les temps d'arrivée à des milliers de stations, on reconstitue la vitesse des ondes à chaque profondeur — et chaque saut de vitesse signale un changement de matériau : une discontinuité.

Le globe en couches. De la surface au centre :

• la croûte, mince : environ $30$ km sous les continents, $7$ km sous les océans ; sa base est la discontinuité de Mohorovičić (le Moho), où la vitesse des ondes P saute brusquement ;
• le manteau, jusqu'à environ $2\,900$ km de profondeur : la discontinuité de Gutenberg le sépare du noyau. Les ondes S s'y propagent partout : le manteau est solide ;
• le noyau, dont la partie externe est liquide — les ondes S y disparaissent, les ondes P y ralentissent — et la partie interne, sous environ $5\,150$ km, solide.

Les roches des enveloppes. On connaît les roches de la croûte par affleurement et forage, celles du manteau par des fragments remontés par les volcans. La croûte continentale est faite pour l'essentiel de granite et de roches voisines ; la croûte océanique de basalte en surface et de gabbro en profondeur ; le manteau de péridotite. Le granite, le basalte et le gabbro illustrent la cristallisation d’un magma. Les péridotites du manteau ont une histoire différente : elles peuvent notamment être des résidus solides après extraction d’un liquide issu de fusion partielle. Leur texture grenue ne prouve donc pas qu’elles sont toutes un magma refroidi lentement.

La texture d'une roche magmatique raconte son refroidissement. Si le magma refroidit lentement, en profondeur, les cristaux ont le temps de grandir : tous sont visibles à l'œil nu, la roche est entièrement cristallisée — texture grenue (granite, gabbro). Si le magma refroidit vite, en surface, au contact de l'air ou de l'eau, seuls quelques cristaux se forment, dans une pâte non cristallisée, le verre — texture microlithique (basalte, rhyolite, andésite).

Un point à bien saisir : basalte et gabbro ont la même composition chimique — c'est le même magma. Ce qui les distingue n'est pas la matière, c'est le temps qu'elle a eu pour cristalliser. Lire une texture, c'est lire une vitesse de refroidissement, donc un lieu.

Rigide ou ductile : une autre façon de découper. La croûte et la partie supérieure du manteau forment ensemble la lithosphère, rigide, épaisse d'une centaine de kilomètres : ce sont les plaques de quatrième. En dessous, l'asthénosphère est du manteau solide mais ductile — il se déforme lentement, sur des millions d'années, comme une pâte très visqueuse — et les ondes S y ralentissent un peu. Le découpage croûte/manteau est chimique (des roches différentes) ; le découpage lithosphère/asthénosphère est mécanique (rigide/ductile). Les deux limites ne coïncident pas.

Trois nombres à retenir, et à comprendre. Les masses volumiques moyennes des enveloppes superficielles : croûte continentale environ $2{,}7$ g/cm³, croûte océanique environ $2{,}9$ g/cm³, manteau supérieur environ $3{,}3$ g/cm³. Le sens des inégalités n'est pas un détail : la croûte continentale est la moins dense, la croûte océanique un peu plus dense, le manteau nettement plus. Ces valeurs se mesurent au laboratoire sur les roches correspondantes : granite, basalte et gabbro, péridotite.

Première conséquence : les continents sont hauts. La lithosphère repose sur l'asthénosphère ductile comme un radeau sur l'eau. L’épaisseur et la masse volumique interviennent ensemble dans l’équilibre isostatique. Dans le modèle simplifié d’Airy, une croûte continentale plus épaisse peut porter un relief plus élevé tout en possédant une racine plus profonde. Il ne faut donc pas confondre altitude de la surface et profondeur de la racine. La topographie de la Terre — deux niveaux dominants, celui des continents vers $+0$ à $+1$ km et celui des fonds océaniques vers $-4$ km — se comprend en combinant épaisseurs, masses volumiques et état thermique ; ces trois masses volumiques ne suffisent pas à elles seules à calculer les altitudes.

Deuxième conséquence : la lithosphère océanique peut plonger. Vieille et refroidie, elle devient plus dense que l'asthénosphère sous-jacente et s'enfonce dans le manteau : c'est la subduction de quatrième, dont vous précisez ici une condition importante : la flottabilité dépend de la masse volumique moyenne de toute la lithosphère refroidie, et non de la seule croûte. La flottabilité continentale freine son enfouissement ; une partie de la croûte peut néanmoins être entraînée en profondeur, tandis que la collision épaissit et déforme la croûte.

Le manteau solide, mais qui bouge. Le mot « solide » heurte l'intuition : comment un solide peut-il se déformer ? Comme un glacier : la glace est solide, et pourtant un glacier s'écoule de quelques mètres par an. Le manteau se déforme de même, infiniment plus lentement, sous l'effet de la chaleur interne. Il n'y a pas d'« océan de magma » sous la croûte. Le magma n'existe que localement, là où les conditions de température et de pression permettent une fusion partielle de la péridotite — sous les dorsales, au-dessus des zones de subduction, sous les points chauds. Le reste du temps, le manteau est une roche.

Lire une roche. Devant un échantillon, deux questions. Quelle texture ? Dans le modèle de cristallisation illustré par le granite, le gabbro et le basalte : des cristaux visibles et jointifs donnent une texture grenue, compatible avec une cristallisation lente ; une texture microlithique témoigne d’une cristallisation plus rapide. La texture seule ne suffit pas à attribuer cette origine à toute roche grenue, notamment aux péridotites mantelliques. Quelle composition ? Claire, riche en quartz et feldspaths : famille du granite et de la rhyolite, typique de la croûte continentale. Sombre, sans quartz : famille du gabbro et du basalte, typique de la croûte océanique. Très sombre et dense, verdâtre : péridotite, manteau. Deux questions, une réponse : où cette roche s'est formée.

Le périmètre retenu pour cette leçon. La datation des roches, le géotherme et la tomographie sismique ne sont pas développés ici ; ils appartiennent à d’autres étapes du parcours. Ici, on apprend à argumenter : une vitesse d'onde qui saute, une onde S qui disparaît, une texture, une masse volumique — et l'on en déduit une structure.

Énoncé. Deux roches sont posées sur la paillasse. L'échantillon A est clair, entièrement fait de cristaux visibles à l'œil nu (quartz, feldspaths, micas). L'échantillon B est sombre, avec quelques petits cristaux pris dans une pâte grise sans cristaux visibles. On donne les masses volumiques moyennes : croûte continentale $2{,}7$ g/cm³, croûte océanique $2{,}9$ g/cm³, manteau supérieur $3{,}3$ g/cm³. Les ondes P se propagent à environ $6$ km/s dans le granite et $8$ km/s dans la péridotite (ordres de grandeur).

1. Identifier chaque roche, sa texture, sa vitesse de refroidissement et son lieu de formation.
2. Calculer la masse d'un bloc d'un mètre cube de chaque croûte, puis celle d'un mètre cube de manteau. De combien, en pourcentage, la croûte océanique est-elle plus dense que la continentale ?
3. Combien de temps une onde P met-elle pour traverser verticalement $30$ km de croûte continentale ? Et la même distance de péridotite ?

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1. Lire les textures. L'échantillon A est entièrement cristallisé, cristaux visibles : texture grenue, refroidissement lent, en profondeur. Composition claire, quartz et feldspaths : c'est un granite, roche caractéristique de la croûte continentale. L'échantillon B a quelques cristaux dans une pâte non cristallisée : texture microlithique, refroidissement rapide, en surface. Composition sombre : c'est un basalte, roche de la croûte océanique — le même magma que le gabbro, figé en surface au lieu de cristalliser lentement en profondeur.

2. Les masses. Un mètre cube vaut $10^6$ cm³, et $1$ g/cm³ équivaut à $1\,000$ kg/m³ :

Écart relatif entre les deux croûtes :

Cet écart compare les seules croûtes. Il ne démontre pas à lui seul la subduction : celle-ci dépend notamment du contraste de masse volumique entre l’ensemble de la lithosphère océanique refroidie et le manteau environnant.

3. Les temps de parcours. À vitesse constante, $t = d / v$ :

La même distance est parcourue plus d'une seconde plus vite dans la péridotite : c'est ce genre d'écart, mesuré sur des milliers de trajets, qui révèle le Moho — sous les continents, un saut de vitesse vers $30$ km de profondeur marque le passage du granite à la péridotite.

Contrôle. Le sens des inégalités doit être respecté partout : continentale $<$ océanique $<$ manteau pour les masses volumiques, et vitesses données de $6$ et $8$ km/s pour les matériaux de cet exemple. Ces valeurs ne constituent pas une règle universelle fondée sur la seule profondeur ou densité. Si votre calcul donne une croûte continentale plus dense que l'océanique, l'inégalité a été retournée.

Figure (fig.geology.globe-structure-textures, SVG programmatique existant) : une coupe radiale de la Terre à gauche, deux loupes de textures à droite.

• Coupe radiale. Un quart de disque, du centre (en bas à gauche) à la surface (arc en haut à droite), avec une échelle des profondeurs le long du rayon : $0$, $30$ km (Moho, exagéré pour être lisible, avec la mention « épaisseur non à l'échelle »), $2\,900$ km (Gutenberg), $5\,150$ km (Lehmann), $6\,370$ km (centre). Quatre couches par des hachures distinctes — jamais par la seule couleur — étiquetées croûte, manteau, noyau externe, noyau interne, avec leur état écrit : « solide », « solide, ductile en partie », « liquide », « solide ». Un cartouche dans le noyau externe : « les ondes S ne passent pas ». Dans la croûte et le manteau supérieur, une accolade « lithosphère, rigide, ≈ $100$ km » chevauchant la limite croûte/manteau, pour montrer que les deux découpages ne coïncident pas.
• Bande des masses volumiques. Le long de la surface, trois pastilles : « croûte continentale $2{,}7$ », « croûte océanique $2{,}9$ », « manteau $3{,}3$ » (g/cm³), avec le signe $<$ entre elles.
• Loupe 1 — texture grenue. Un disque montrant des cristaux polygonaux jointifs de trois formes (quartz, feldspath, mica), tous de taille millimétrique, sans pâte. Légende : « grenue : cristaux visibles ; granite et gabbro illustrent un refroidissement lent en profondeur ».
• Loupe 2 — texture microlithique. Un disque montrant quelques cristaux allongés et rares, dispersés dans un fond uniforme (le verre), avec de fines baguettes (microlithes). Légende : « microlithique : refroidissement rapide, en surface — basalte, rhyolite, andésite ».
• Flèche entre les loupes : « même magma, deux vitesses de refroidissement : basalte ⇄ gabbro ».

Ce qu'il faut lire. La coupe donne l'ordre des couches et l'argument sismique de chaque limite ; la bande de densités fournit les trois nombres dans le bon sens ; les loupes traduisent le mot « texture » en image. La flèche entre les deux loupes est le cœur de la leçon : même matière, histoire différente.

La figure en détail : la figure comporte une coupe de la Terre à gauche et deux vues rapprochées de roches à droite. La coupe est un quart de disque dont le centre est en bas à gauche et la surface en haut à droite ; le long du rayon, une échelle indique les profondeurs des principales limites : la base de la croûte vers trente kilomètres, dessinée plus épaisse que nature avec une mention le signalant, la limite manteau-noyau vers deux mille neuf cents kilomètres, la limite entre noyau externe et noyau interne vers cinq mille cent cinquante kilomètres, et le centre à six mille trois cent soixante-dix kilomètres. Chaque couche porte une hachure différente et son état écrit : croûte solide, manteau solide et en partie ductile, noyau externe liquide avec la mention que les ondes S n'y passent pas, noyau interne solide. Une accolade nommée lithosphère englobe la croûte et le haut du manteau. Trois pastilles alignées près de la surface donnent les masses volumiques de la croûte continentale, de la croûte océanique et du manteau, dans l'ordre croissant. À droite, la première vue rapprochée montre une roche faite uniquement de cristaux jointifs bien visibles, illustrant la texture grenue ; la seconde montre quelques cristaux isolés dans un fond uniforme, illustrant la texture microlithique. Une flèche à double sens entre les deux rappelle que le basalte et le gabbro proviennent du même magma refroidi à des vitesses différentes.