dissertation sur la structure interne du globe terrestre

• SVT au lycée

Cours de Mme Marquet et M Viora

2.1 La structure du globe terrestre

Notions fondamentales : contraintes, transmission des ondes sismiques, failles, réflexion, réfraction, zones d’ombre.

Jusqu’au début du XXe siècle, les géologues (à quelques exceptions près) attribuent aux continents une position fixe et immuable, les montagnes seraient dues au refroidissement de la Terre selon un effet de pomme fripée. Edouard Suess, un géologue autrichien (1831-1914) pense que le refroidissement de la Terre aurait entraîné une diminution de son volume, donc de sa surface. Celle-ci aurait donc été mise sous compression, ce qui aurait été à l’origine des chaînes de montagnes et des vastes dépressions que constituaient les océans.

La deuxième moitié du XIXème siècle voit l’avènement de projets de pose de câbles transocéaniques . Pour cela, des campagnes de mesure de profondeur au moyen de câbles sondes sont menées. Transporter un câble sonde de quelques kilomètres n’est rien par rapport à l’exploit du Great Eastern qui mit en place le premier câble télégraphique transatlantique de 3200 km entre l’Irlande et Terre-Neuve en 1866. La connaissance, d’abord assez grossière, des profondeurs océaniques sur certains tronçons compléta les connaissances topographiques continentales et permit d’aborder la distribution des altitudes à l’échelle du globe.

Wegener présente une coupe transversale de la Terre sur un grand cercle passant par l’Amérique du Sud et l’Afrique, dans des proportions fidèles. “Les montagnes, les continents et les dépressions océaniques forment des aspérités si petites qu’elles se situent à l’intérieur de la ligne circulaire qui désigne la surface de la Terre dans la figure. Le noyau de la Terre, composé principalement de nickel et de fer, porte le nom de Nife selon Suess. A titre de comparaison, les principales couches de l’atmosphère sont également indiquées : la sphère de l’azote jusqu’à 60 km d’altitude, au-dessus jusqu’à 200 km la sphère de l’hydrogène et au-dessus de celle-ci l’hypothétique sphère du géocoronium. La zone des phénomènes météorologiques, qui ne s’étend que jusqu’à 11 km d’altitude (troposphère), est trop mince pour être représentée .”

S’il est indéniable qu’Alfred Wegener (1880-1930) est le véritable auteur de la théorie de la dérive continentale, la synthèse de Wegener était décidément trop précoce, les connaissances sur le globe encore trop partielles. Le 20eme siècle est le siècle de développement d’outils et de recherche scientifiques qui ont permis de mieux comprendre la structure du globe terrestre. C’est l’aventure que nous allons suivre dans ce chapitre.

A. Des contrastes géologiques entre les continents et les océans

TP Contrastes géologiques entre continents et océans (activité 1 : construction du profil topographique)

Si la théorie d’une contraction de la terre était exacte, comme l’indiquait Edouard Suess, la distribution des altitudes sur la Terre se traduirait par l’existence d’affaissements et de soulèvements aléatoires de la croûte terrestre. L’analyse statistique du relief à la surface du globe devrait alors révéler une distribution des altitudes moyennes “gaussiennes »  (courbe théorique). Mais cela n’est pas le cas.

On observe deux altitudes plus largement répandues que toutes les autres :

• une à -4800m, correspondant aux plaines abyssales,
• l’autre à +300m, correspondant aux plaines continentales.

Cette distribution bimodale des altitudes observée entre les continents et le fond des océans reflète un contraste géologique (domaine continental/domaine océanique), qui se retrouve dans la nature des roches et leur densité.

TP Contrastes géologiques entre continents et océans (activité 2 : étude des roches)

1- au niveau de la croûte océanique 

Les différents niveaux sont, de bas en haut :

• La péridotite , roche du manteau supérieur, grenue, composée d ’olivines et de pyroxènes .
• Le gabbro , roche de la croûte inférieure, grenue, composée d’olivines, de pyroxènes et de feldspaths plagioclases .
• Le basalte , roche de la croûte supérieure, microlithique, composée d’ olivines, de pyroxènes (en phénocristaux), de feldspaths plagioclases (en microlites) et de verre .
• Les sédiments, tels que les radiolarites issues de l’accumulation de coquilles siliceuses de Radiolaires .

2- au niveau de la croûte continentale – livre p110-111

Carte géologique de France sur GeoPortail : charger le fond de carte « géologie » et centrer sur la Bretagne

La composition de la croûte continentale présente une certaine hétérogénéité visible en surface (doc1p110)

• roches magmatiques ( granite doc2p111),
• sédimentaires ( craie doc4p111),
• métamorphiques ( gneiss doc3p111),

à repérer sur la carte géologique de Bretagne

Une étude en profondeur révèle que les granites sont les roches les plus représentatives de la croûte continentale.

Le granite est une roche

• magmatique (= issue du refroidissement d’un magma)
• plutonique (= apparaissant en plutons, c’est à dire en “bulles” ayant refroidi en profondeur dans la croûte terrestre)
• grenue (= formée de gros cristaux jointifs, sans verre et sans microlites)

dont la densité (2,7) est inférieure à celle de la péridotite (3,2), du basalte (2,9) et du gabbro (2,9).

Dans la croûte continentale, on peut aussi rencontrer de nombreuses roches (doc 5p113)

• sédimentaires (calcaire, grès) déposées lorsque cette croûte a été recouverte d’eau par le passé, et
• métamorphiques (gneiss, micaschistes ) qui résultent d’une transformation physique ou chimique de roches préexistantes à l’état solide.

Pour s’y retrouver dans toutes ces roches : clé de détermination de l’académie de Versailles.

Schéma bilan :

Travail personnel possible : 

• Révise en faisant l’activité en ligne

aide : 1. lire les valeurs demandées sur le graphique, 2. le résultat doit donner la figure ci-dessus, 3. la notion correspond à ce qui est expliqué ci-dessus.

• exercice 8p118 forages dans la CO

aide : 1. la structure à nommer a été vue en 4e,

• par “composition”, on attend ici la proportion de roches sédimentaires.
• exercice 7p117 le forage de Kola

aide : comparer la colonne stratigraphique à Kola avec celle de Vema (p1). La métamorphisation des roches est un processus normal.

• exercice 9p118 identification de roches

nous utiliserons de telles clés de détermination dans des situations plus complexes

B. L’apport des études sismologiques et thermiques à la connaissance du globe terrestre 

TP 2 Étude sismique des couches terrestres

Un séisme résulte de la libération brutale d’énergie lors de rupture de roches soumises à des contraintes.

• Animation « les ondes sismiques » (doc3p121)
• Animation « propagation des ondes » (doc2p120)

L’endroit où s’effectue la rupture est appelé le foyer sismique, au niveau d’une fissure appelée faille.

Ces ondes sismiques sont des ondes élastiques. Elles se propagent dans toutes les directions.

Le sismographe doit donc faire des enregistrements dans les trois plans définissant l’espace ( source image ). Présentation des profils sismiques en rouleaux (docs1-2-3-4p124-125)

– Les ondes P ou ondes primaires appelées aussi ondes de compression ou ondes longitudinales se propagent dans tous les milieux. Elles sont responsables du grondement sourd que l’on peut entendre au début d’un tremblement de terre. Ce sont les plus rapides (6 km.s -1 près de la surface) et sont enregistrées en premier sur un sismogramme, d’où leur nom.

– Les ondes S ou ondes secondaires appelées aussi ondes de cisaillement ou ondes transversales. Ces ondes ne se propagent pas dans les milieux liquides, m = 0 dans les liquides car il est impossible de déformer un liquide par cisaillement. Leur vitesse est plus lente que celle des ondes P, elles sont donc enregistrées en second sur les sismogrammes, d’où leur nom.

1) Des informations apportées par l’étude de la vitesse des ondes sismiques (activité 1)

Plus une roche est dense, plus la propagation y est rapide. Chaque roche ayant sa propre densité, on a pu établir en laboratoire une échelle reliant la vitesse des ondes et la nature des roches.

La vitesse moyenne de chaque type d’onde sismique est facile à calculer (v = d/t). Les ondes P sont plus rapides que les ondes S qui sont elles-mêmes plus rapide que les ondes L. Les ondes L se propagent à peu près constamment alors que les ondes P et S ont une vitesse qui augmente avec la distance parcourue. Ce constat est à mettre en relation avec le fait que les ondes L se propagent uniquement dans la croûte terrestre alors que les ondes P et S pénètrent d’autant plus profondément à l’intérieur du globe que leur trajet est long.

Les ondes L sont plus rapides sous les océans que sous les continents. Cela suggère l’existence de différences de nature entre croûte continentale et croûte océanique.

Les ondes P et S pénètrent à l’intérieur du globe et l’étude des variations de leurs de vitesse révèle certaines caractéristiques des milieux traversés :

-Les ondes P se propagent dans tous les milieux, tandis que les ondes S ne traversent pas le milieu liquide.

-La traversée du Moho se traduit par une accélération des ondes. Le Moho est une discontinuité physique et chimique. Il y a un changement de nature entre les matériaux de la croûte et ceux du manteau supérieur.

-La vitesse des ondes est d’autant plus grande qu’elles pénètrent profondément, ce qui est lié à une augmentation de la densité des roches avec la profondeur.

-Les ondes S ne traversent pas la discontinuité de Gutenberg, ce qui montre que le noyau terrestre est liquide dans sa partie externe.

Distinction lithosphère/asthénosphère – livre p126-127

On a repéré une profondeur à laquelle les ondes sismiques sont légèrement plus lentes (Low Velocity Zone). 

Une première couche d’environ 100 km d’épaisseur, constituée de péridotite (donc appartenant au manteau supérieur) montre des vitesses des ondes P élevées (8 km.s -1 ). C’est la lithosphère. Puis, après 100 km, les ondes P se propagent autour de 7,5 km.s -1 : cela ne marque pas un changement de composition de la roche (c’est toujours de la péridotite) mais un changement des conditions de pression/température, qui rend le matériau ductile : c’est l’ asthénosphère .

Le comportement mécanique du manteau permet de distinguer lithosphère et asthénosphère.

Les études sismologiques montrent les différences d’épaisseur entre la lithosphère océanique et la lithosphère continentale.

2) Des informations apportées par l’étude du trajet des ondes sismiques (activité 2)

Lorsqu’une onde sismique passe d’un milieu à un autre, sa vitesse de propagation est modifiée et sa trajectoire est déviée : c’est le phénomène de réfraction.

L’interface entre deux milieux à vitesses de conduction différentes constitue une surface de discontinuité. A leur niveau, les ondes sismiques sont d’une part réfractées (en changeant de milieu), d’autres part réfléchies (en restant dans le même milieu).

De plus, les ondes sismiques peuvent brutalement changer de vitesse et de direction lorsqu’elles changent de milieu de propagation : on peut alors mettre en évidence des surfaces de réflexion (les ondes sont renvoyées vers la surface) et des phénomènes de réfraction (les ondes sont légèrement déviées en changeant de milieu).

Les informations tirées du trajet et de la vitesse des ondes sismiques permettent de comprendre la structure interne de la Terre . On distingue des discontinuités suivantes : 

• entre la croûte et le manteau (discontinuité de Mohorovicic, appelée Moho, voir ci-dessous)
• entre le manteau et le noyau (appelée discontinuité de Gutenberg)
• entre la limite noyau externe et noyau interne = discontinuité de Lehman

3)  Une structure en couches concentriques

L’étude des séismes montre que, quelle que soit la localisation géographique du séisme, les lois de la transmission des ondes sismiques restent les mêmes. Ceci prouve que le globe terrestre est constitué de couches concentriques.

• d’une croûte d’épaisseur moyenne de 30 km sous les continents et de 5 km sous les océans
• d’un manteau supérieur de 30 km à 700 km de profondeur
• d’un manteau inférieur de 700 à 2 900 km de profondeur
• d’un noyau externe de 2 900 km à 5 100 km de profondeur
• d’un noyau interne de 5 100 à 6 300 km de profondeur

Croûte, manteau, noyau sont les enveloppes concentriques de la Terre séparées par des discontinuités où les propriétés physiques changent considérablement, surtout à la frontière manteau-noyau. Le noyau est la seule région liquide du globe

exercice 6p137 et la Lune ?

Révise en ligne avec l’activité proposée .

• les apports de la géothermie sur la structure interne

La température interne de la Terre croît avec la profondeur : on appelle cela le gradient (=quelque chose qui augmente ou diminue) géothermique (=température de la Terre)

Il est faible (augmentation lente de la température) quand on s’enfonce dans l’asthénosphère puis dans le manteau inférieur.

Il est fort à l’interface manteau/noyau, puis faible dans le noyau externe.

TP Géotherme et tomographie sismique

Doc 1p132 : Le profil d’évolution de la température interne présente des différences suivant les enveloppes internes de la Terre, liées aux modes de transfert thermique : la conduction et la convection.

La conduction ne permet pas d’homogénéiser les températures dans la couche de matériau : il y a une forte différence de température entre la base et le sommet de la couche, donc le gradient est fort.  On peut en déduire que la lithosphère et le noyau interne sont des enveloppes où a lieu la conduction, donc plutôt rigides.

La convection peut se résumer par une ascension de matériel chaud au niveau des dorsales, un refroidissement du plancher océanique pendant son déplacement latéral, puis la plongée de ce matériel devenu froid au niveau des zones de subduction.

Doc 2p132 : Le manteau terrestre est animé de mouvements de convection, mécanisme efficace de transfert thermique.

2)  Les apports de la tomographie sismique

Depuis les années 1980, les progrès de l’informatique et la généralisation des réseaux sismologiques mondiaux permettent la tomographie sismique, équivalent géologique des scanners en médecine.

Principe de la tomographie sismique

D’après http://www.cnrs.fr/cw/dossiers/dosgeol/01_decouvrir/03_convection/01_terrain/02a_plus.htm

La tomographie sismique interprète les changements de vitesses des ondes sismiques provoquées par des modifications de la  température des couches traversées.

Un séisme envoie des ondes à travers la Terre, elles sont reçues par des instruments situés en de nombreux points autour du globe. La propagation des ondes sismiques dans la Terre révèle des anomalies de vitesse par rapport au modèle PREM. Comme la nature du matériau lui-même ne change pas (c’est de la péridotite mantellique dans tous les cas), seule des variations de température peuvent expliquer ces variations de vitesses : elles sont interprétées comme des hétérogénéités thermiques (secteurs plus chauds ou plus froids) au sein du manteau. La tomographie permet donc de déduire indirectement la température du manteau à l’intérieur du globe.

Les ondes qui accusent un retard par rapport aux autres ont traversé une zone plus chaude et moins dense.

Celles qui ont accéléré, ont traversé une zone moins chaude et plus dense. Ce sont, bien sûr, de multiples mesures suivies de nombreux calculs qui, à partir de l’analyse des vitesses d’ondes de volume (P, S) et de surface, fournissent un «scan» des températures du manteau.

Les spécialistes représentent en bleu les zones froides (ou plutôt, moins chaudes) où les ondes sismiques accélèrent, et en rouge les régions chaudes où elles ralentissent. L’intensité des couleurs est proportionnelle à l’amplitude des variations des vitesses.

1. Les dorsales correspondent à des remontées superficielles de magma, initiées par le déplacement des lithosphères, simplement pour compenser leur écartement relatif. Elles ne participent pas (ou peu) à la mise en mouvement des plaques.

2. Les subductions correspondent à des plongements très profonds de la lithosphère océanique ; elles mettent en mouvement les plaques lithosphériques (au moins les plaques rapides). C’est le lieu de disparition de la lithosphère océanique.

exercice 7p138 diagramme PT d’andalousite/sillimanite/disthène

• La distribution bimodale des altitudes observée entre continents et le fond des océans reflète un contraste géologique, qui se retrouve dans la nature des roches et leur densité. Si la composition de la croûte continentale présente une certaine hétérogénéité visible en surface (roches magmatiques, sédimentaires, métamorphiques), une étude en profondeur révèle que les granites en sont les roches les plus représentatives. Un séisme résulte de la libération brutale d’énergie lors de rupture de roches soumises à des contraintes.
• Les informations tirées du trajet et de la vitesse des ondes sismiques permettent de comprendre la structure interne de la Terre (croûte – manteau – noyau ; modèle sismique PREM [Preliminary Reference Earth Model], comportement mécanique du manteau permettant de distinguer lithosphère et asthénosphère ; état du noyau externe liquide et du noyau interne solide). Les études sismologiques montrent les différences d’épaisseur entre la lithosphère océanique et la lithosphère continentale. L’étude des séismes au voisinage des fosses océaniques permet de différencier le comportement d’une lithosphère cassante par rapport à une asthénosphère plus ductile.
• La température interne de la Terre croît avec la profondeur (gradient géothermique). Le profil d’évolution de la température interne présente des différences suivant les enveloppes internes de la Terre, liées aux modes de transfert thermique : la conduction et la convection. Le manteau terrestre est animé de mouvements de convection, mécanisme efficace de transfert thermique. La propagation des ondes sismiques dans la Terre révèle des anomalies de vitesse par rapport au modèle PREM. Elles sont interprétées comme des hétérogénéités thermiques au sein du manteau.

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• Cours : La structure du globe terrestre

La structure du globe terrestre Cours

La bimodalité des altitudes donne des informations sur les croûtes terrestres.

On parle de bimodalité des altitudes, car il y a deux pics d'altitude sur la Terre. Ces pics différencient la croûte continentale et la croûte océanique.

La bimodalité des altitudes

La distribution des altitudes moyennes de la planète Terre présente deux pics, +100 m et –4 500 m, c'est une distribution bimodale. Cette distribution suppose l'existence de deux croûtes.

Distribution bimodale

Une distribution bimodale , en statistique, est une distribution présentant deux pics.

La croûte est la partie la plus superficielle du globe terrestre. Son épaisseur, son âge et sa composition diffèrent selon le type de croûte qui est considéré.

L'étude des reliefs positifs et négatifs de la Terre indique une distribution bimodale des altitudes moyennes.

On observe deux pics d'altitude moyenne :

• +100 m : altitude moyenne des continents ;
• -4 500 m : profondeur moyenne des océans.

Cela suggère qu'il existe deux croûtes de natures différentes, une croûte océanique plus dense et une croûte continentale moins dense.

La croûte océanique

La croûte océanique mesure entre 7 et 10 kilomètres d'épaisseur. Elle est formée de basalte en couche supérieure et de gabbro en couche inférieure. La densité de la croûte océanique est d'environ 2,9.

Le basalte est une roche volcanique avec des microlites (microcristaux), principalement composée de feldspath, plagioclase et pyroxène dans une importante matrice de verre.

Le gabbro est une roche plutonique sombre, de texture grenue, principalement composée de feldspath, plagioclase, de pyroxène et d'olivine. Il a la même composition que le basalte, seule sa structure varie.

© Wikimédia Commons

La croûte continentale

La croûte continentale mesure entre 30 et 70 kilomètres d'épaisseur. On observe en surface trois grands types de roches. Les roches sédimentaires , l es roches magmatiques (volcaniques et plutoniques) et les roches métamorphiques.

En surface des continents, il existe une mince couche (à l'échelle du globe) de roches sédimentaires et métamorphiques, mais cette croûte continentale est essentiellement formée de granite.

Le granite est une roche plutonique, de texture grenue, formée essentiellement de quartz, feldspath et mica.

La densité de la croûte continentale est d'environ 2,7.

Les études sismiques renseignent sur la structure interne de la Terre

Un séisme résulte de la libération brutale d'énergie lors de rupture de roches soumises à des contraintes. Des ondes sismiques sont générées et se propagent dans toutes les directions. L'étude de ces ondes permet de comprendre la structure interne de la Terre. L'étude des variations de vitesse des ondes sismiques permet la découverte de la LVZ qui est la discontinuité séparant la lithosphère de l'asthénosphère.

Les séismes

Une rupture de roches soumises à des contraintes libère de l'énergie et provoque un séisme. Trois types d'ondes sismiques sont générées : les ondes R, les ondes P et les ondes S.

Les mouvements tectoniques imposent des contraintes très importantes sur les roches de la croûte terrestre.

Contraintes

Les contraintes sont les forces exercées sur les roches en conséquence des mouvements tectoniques ou du magmatisme.

Lorsque ces contraintes s'accumulent de manière trop importante, les roches se brisent et des failles apparaissent, ou bien les roches se déplacent soudainement le long de failles existantes.

Une faille est une zone de fracture de l'écorce terrestre, sous l'influence de contraintes mécaniques.

Ces mouvements brusques s'accompagnent de la libération de l'énergie accumulée dans les roches. Cette énergie se transmet dans toutes les directions sous forme d'ondes sismiques.

Un séisme est formé de trois types d'ondes :

• Les ondes R (de Rayleigh) et L (de Love), qui sont des ondes de surface, destructrices, mais très peu utilisées pour les études sismiques.
• Les ondes P, ou ondes premières, qui sont des ondes rapides, se propageant dans les milieux solides et liquides. Leur vitesse diminue quand la densité du milieu diminue.
• Les ondes S, ou ondes secondes, qui sont moins rapides et ne traversent que des milieux solides.

L'étude des ondes sismiques pour comprendre la structure interne de la Terre

L'étude à la surface de la Terre de l'arrivée et du temps de propagation d'une ou plusieurs des ondes d'un séisme permet de comprendre la structure interne de la Terre, avec la découverte du Moho et la mise en évidence du manteau et du noyau. Ces informations ont permis l'établissement du modèle PREM, Preliminary Reference Earth Model .

La découverte du Moho

L'étude des phénomènes de réflexion et réfraction des ondes sismiques a permis la découverte d'une discontinuité séparant la croûte du manteau : le Moho.

Quand le milieu change, donc quand l'onde sismique circule dans des roches différentes, elle est réfractée ou réfléchie, ce qui entraîne une modification de sa trajectoire. L'interface entre ces deux milieux est une discontinuité. En 1909, en étudiant des phénomènes de réflexion et de réfraction des ondes sismiques, Andrija Mohorovicic (1857-1936, géologue croate) découvre une discontinuité séparant la croûte du manteau : le Moho.

Réflexion des ondes

La réflexion des ondes est un phénomène physique au cours duquel les ondes (sismiques, sonores) rebondissent sur le support sur lequel elles se projettent.

Réfraction des ondes

La réfraction des ondes est un phénomène physique au cours duquel les ondes (sismiques, sonores) modifient leur trajet sous l'influence d'une différence de nature ou de composition du support qu'elles traversent. La déviation d'une onde passant d'un milieu à un autre se mesure par l'angle de réfraction.

L'étude des ondes sismiques d'un séisme permet l'identification de plusieurs croûtes terrestres.

La mise en évidence du manteau et du noyau

L'étude des phénomènes de réfraction des ondes sismiques et de la zone d'ombre a permis la découverte des discontinuités séparant le manteau du noyau et le noyau externe et interne.

Zone d'ombre

Une zone d'ombre est une zone de la planète où l'on ne perçoit pas d'ondes sismiques suite à un séisme.

En 1923, Beno Gutenberg (1889-1960, géologue et sismologue allemand) a mis en évidence la zone d'ombre, qui est une zone ne recevant aucune onde sismique. Elle se trouve entre 105° et 143° angulaire de l'épicentre. Il met ainsi en évidence une discontinuité située à 2 900 kilomètres de la surface qui est appelée la discontinuité de Gutenberg et qui marque la limite entre le manteau inférieur et le noyau.

La disparition des ondes S en dessous de cette discontinuité indique un milieu liquide : le noyau externe. Au centre se trouve la graine ou noyau interne, solide. La limite entre ces deux zones du noyau est la discontinuité de Lehmann, décrite en 1936 par Inge Lehmann (1888-1993, sismologue danoise).

La découverte de la lithosphère et de l'asthénosphère

L'étude des variations de vitesse des ondes sismiques permet la découverte de la LVZ qui est la discontinuité séparant la lithosphère de l'asthénosphère. L'étude des séismes au voisinage des fosses océaniques, contexte de subduction, permet de différencier le comportement d'une lithosphère cassante par rapport à une asthénosphère plus molle.

Lithosphère

La lithosphère est la partie rigide du globe terrestre, constituée de la croûte et de la portion superficielle du manteau.

Asthénosphère

L'asthénosphère est la portion ductile du manteau située sous la lithosphère.

À une profondeur voisine de 100 kilomètres (mais cela varie selon l'endroit considéré), les ondes sismiques ralentissent fortement. C'est la Low Velocity Zone (= LVZ). Elle marque la limite entre une couche superficielle très rigide, la lithosphère, et une couche plus molle mais non liquide, dite ductile, l'asthénosphère.

La LVZ est une zone où la péridotite du manteau est en fusion partielle. Elle correspond à l'isotherme 1 300 °C. La comparaison des deux courbes dans les schémas ci-dessous indique que la lithosphère continentale est plus épaisse que la lithosphère océanique.

Distinction lithosphère asthénosphère

d'après ©biologieenflash.net

Le comportement cassant ou ductile de la lithosphère et de l'asthénosphère est observable dans les zones de subduction, à proximité des fosses océaniques où la lithosphère océanique s'enfonce dans l'asthénosphère.

La subduction est la plongée de la lithosphère océanique sous une lithosphère continentale ou une lithosphère océanique plus jeune (et moins dense).

On observe des séismes profonds inhabituels puisqu'en dessous de la LVZ, la péridotite mantellique est ductile. Elle se déforme sous l'effet des contraintes mais ne rompt pas.

La péridotite est une roche grenue caractéristique du manteau terrestre.

La tomographie sismique est une méthode qui utilise les variations de la vitesse des ondes sismiques provoquées par les variations de températures de la roche. Elle permet de visualiser la lithosphère froide qui plonge dans l'asthénosphère plus chaude.

L'apport des études thermiques

Les études thermiques renseignent sur la dynamique du manteau et la tectonique des plaques. Elles reposent sur le gradient géothermique et les mécanismes de transfert d'énergie thermique. Ces études permettent de mettre en lumière des anomalies par rapport au modèle PREM.

Le gradient géothermique

La température interne de la Terre croît avec la profondeur : c'est le gradient géothermique. Le gradient géothermique interne présente des différences suivant les enveloppes internes de la Terre. Il donne des informations concernant les modes de transfert de l'énergie thermique.

Le gradient géothermique correspond à l'élévation de température en fonction d'une profondeur donnée (°C/km). Les mesures de température dans les mines et les forages profonds montrent que la température augmente de 3 °C tous les 100 mètres dans la croûte continentale. Ce gradient n'est pas aussi fort dans toutes les couches terrestres.

En revanche, l'augmentation de la température en fonction de la profondeur n'est pas régulière. Le gradient géothermique varie en fonction de la couche terrestre. Ces différences sont liées aux modes de transfert d'énergie thermique dans le sous-sol.

Les mécanismes de transfert d'énergie thermique

Il existe deux mécanismes de transfert d'énergie thermique dans le sous-sol : la conduction et la convection. L'étude de ces transferts d'énergie permet d'en savoir davantage sur la structure interne de la planète.

La conduction est un transfert de chaleur de proche en proche sans déplacement de matière. Ce transfert est peu efficace et entraîne un gradient géothermique important.

La convection correspond à un transfert de chaleur par déplacement des matériaux. La matière chaude, moins dense, s'élève, alors que la matière froide, plus dense, a tendance à descendre. La convection est possible dans les liquides ou les roches ductiles. Le transfert d'énergie est très efficace et entraîne un gradient géothermique faible.

L'évolution de la température présente des différences suivant les enveloppes internes de la Terre. Ces différences sont liées aux modes de transfert thermique : la conduction et la convection.

Les anomalies par rapport au modèle PREM

Les études de tomographie sismique révèlent des anomalies de vitesse des ondes sismiques par rapport au modèle PREM. Elles sont interprétées comme des hétérogénéités thermiques au sein du manteau. Ce sont les points chauds, les dorsales et les subductions.

Point chaud

Un point chaud est une remontée de chaleur venant du manteau profond, à l'origine d'une activité volcanique.

La tomographie sismique a permis de repérer des anomalies de vitesse des ondes sismiques par rapport au modèle théorique. Les principales anomalies identifiées sont :

• des anomalies de haute température constatées au niveau des dorsales et des points chauds. Ces types d'anomalies montrent généralement une colonne chaude ascendante (convection) ;
• des anomalies de faible température constatées au niveau des zones de subduction. Dans ce cas, la plaque océanique plongeante froide s'enfonce dans le manteau.

La structure interne de la Terre

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• Fiche de cours
• Quiz et exercices
• Vidéos et podcasts
• Connaitre les différentes couches de la surface vers le centre de la Terre (croûte, manteau, noyau).
• Distinguer la lithosphère et l'asthénosphère.
• La Terre a un rayon de 6 400 km. L’étude de la vitesse de propagation des ondes sismiques a permis de définir deux découpages en couches concentriques différents.
• la croûte (océanique ou continentale) ;
• un manteau supérieur ;
• un manteau inférieur ;
• un noyau (dont la partie externe est liquide).
• la lithosphère (croûte + partie supérieure du manteau supérieur) ;
• l’asthénosphère (partie inférieure du manteau supérieur) ;
• le manteau inférieur ;
• le noyau. La discontinuité qui sépare la lithosphère de l'asthénosphère s'appelle la LVZ. Elle s'explique par une isostasie à 1300°C.

Mise en évidence de la structure interne du globe terrestre par l'étude des ondes sismiques.

Les différentes couches composant la structure interne du globe ont été mise en évidence par des discontinuités dans les vitesses des ondes sismiques (lorsqu’elles traversent les différentes couches). D’une couche à l’autre, les matériaux changent de densité et de composition chimique, ce qui fait varier la vitesse des ondes sismiques.

• La croûte continentale Elle est relativement peu épaisse, surtout formée de roches granitiques . Son épaisseur moyenne est de 15 à 20 km (mais elle peut atteindre jusqu’à 70 à 80 km sous les grandes chaînes de montagnes telles que les Andes boliviennes).
• La croûte océanique Plus dense et plus mince (6 à 7 km) que la croûte continentale, elle est formée essentiellement de roches basaltiques en surface et de gabbros plus en profondeur.

Il est à noter qu’on trouve également, au niveau de la croûte, une couverture sédimentaire  : mince pellicule de sédiments produits et redistribués à la surface de la croûte par les agents d’érosion (vent, eau, glace).

Il est séparé de la croûte par la discontinuité du Moho (Mohorovicic) . Le passage de cette discontinuité se traduit pas une accélération des ondes sismiques. C’est l’enveloppe la plus importante du globe terrestre puisqu’elle représente environ 84 % du volume terrestre et 68 % de sa masse. Il descend jusqu’à 2 990 km de profondeur, jusqu’à la limite avec le noyau. Il se décompose en 2 parties :

• Le manteau supérieur. Son épaisseur est comprise entre le Moho et 670 km de profondeur. Il est composé de péridotites.
• Le manteau inférieur. Il est compris entre 670 et 2 900 km de profondeur où apparaît la discontinuité de Gutenberg qui le sépare du noyau. Il est plus dense que le manteau supérieur, du fait d’une densité croissante. Juste au-dessus de cette zone, à la base du manteau, se trouve la couche dite D’ : il s’agit d’une couche épaisse d’environ 200 km, qui assure un certain couplage entre noyau et manteau.

Séparé du manteau par la discontinuité de Gutenberg , il s’étend jusqu’à 6 380 km de profondeur. Il représente environ 14,5 % du volume terrestre et 31 % de la masse : il se divise en un noyau interne solide et un noyau externe liquide (ou enveloppes interne et externe). Il est constitué essentiellement de fer .

• Le noyau externe liquide Il est liquide (fer fondu entre autre), d’une épaisseur comprise entre 2 900 km et 5 100 km de profondeur.
• Le noyau interne solide Il est séparé du noyau externe par la discontinuité de Lehmann vers 5 100 km de profondeur. On l’appelle également la graine. Il est solide, avec du fer presque pur.

Il s'agit de l’enveloppe la plus superficielle du globe terrestre, d’une épaisseur moyenne de 100 km. Elle est rigide et comprend la croûte terrestre (océanique ou continentale) et la partie supérieure du manteau supérieur jusqu’à une zone très particulière appelée la LVZ (low velocity zone) où les matériaux deviennent ductiles.

Elle est comprise entre la lithosphère et le manteau inférieur, soit entre 100-200 km (LVZ) et 670 km de profondeur. C’est la partie inférieure du manteau supérieur. Les matériaux y sont rigides, la vitesse des ondes y est plus importante.  

La LVZ sépare le manteau supérieur en 2 parties. Elle se trouve entre 100 km et 200 km de profondeur. La vitesse des ondes sismiques y est réduite, d’où son nom. Elle correspond à des conditions de températures (isotherme 1300°C) qui rendent les péridotites ductiles.  

En fonction du type de croûte qui sera présent en surface la profondeur de la LVZ va varier.

• La profondeur de la LVZ sous la lithosphère océanique est d’environ 30 à 90 km.
• La profondeur de la LVZ sous la lithosphère continentale varie de 110 à 230 km.

Dans cette zone de moindre vitesse, les matériaux sont plus ductiles et confèrent ainsi une mobilité aux plaques lithosphériques sur une zone plus rigide : l’asthénosphère.

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La structure du globe terrestre

Par Yann barros   •  3 Février 2020  •  Cours  •  1 083 Mots (5 Pages)  •  2 221 Vues

Theme  la dynamisque interne de la terre

chapitre  la structure du globe terrestre

        Des contraste entre oceand et contiant

La croute oceanique est constitué de basalte ou de gabbro. Sa densité est de 2.9 . la croute contnentale  est constité de 2.4. La coute continentale

1 des  contrastes entres la océans et continentale

2 connaitre l'interieur de la terre

Un séisme résulte de la libération brutale d”énérgie lors d'une rupture de rovhes soumises a des contraintes. Les ondes sismiqus libérés se propagent a partir du foyer et peuvent etre enregistrées pas des sismographes. On distiquent pls types d'ondes sismique  les onde P les ondes S et les ondes de surface.

Les ondes sismiques se propgent en suivant  les lois de l'optique. Arrivées sur une discontinuite séparent 2 milieux, elles peuvent etre reflechis  ou refractés. Au  regard de ces propriétes l'étude des sismogrammes a permis de délimiter : 3 enveloppes concentriques et séparées par des discontinuités.

La croute est l'enveloppe la + su^perfivielle. Elle est sépares du manteau pas la discontinuité du Moho lui même sépares du noyau parla discontinuité de gutenberg située à envion  2900 km lehman  5100 km lui permet de distinquer le noyau extreme et le noyau interne ( ou graine)

1)la terre est constitue de la croute terrestre qui fait 30 km puis apres il ya le manteau externe et inerne qui font 2800 km et pour finir il y a le noyau externe et interne jusqua 5500km.

• Les ondes se propage plus vite dans les milieu plus dense mais les ondes S ne ce propage pas dans les liquides. La croute terrrestre est composé de granite et de basalte, le manteau est lui composé le manteau lui est composé majoritement de  roche plus dense et le noyau externe est composé de magma de metaux tandis que le noyau interne est composé de métaux solide.
• La vitesse des ondes sont simétrique au mileu quel traverse.
• La croute oceanique est majoritèrement compose  de sédiment de basalte et de gabbro, La croute continentale est majoritèrement compose  de roche métamorphique et de granite, le manteau est lui composé de périodite                                                                

3 Vers un modèle sismique de la terre

les donnés expérimentale montrent que la vitesse de propadation des ondes sismique varie en fonction de la nature des roches traversée mais aussi de leur rigidité ou de leur temperature.

Les études précises des sismographes ont permis d'établir, dans les annés 1980 le modele sismique PREM et de préciser la structre générale de l'intérieur de la terre

La croute océanique a une épaisseir moyenne de 7 km contre 30 km pour la croute continentale.

 A 100km sous les océans et a 120 km sous les  continent, on observe  un ralentissement de la vitesse ddes ondes sismiques. Ceci indique que les roches du manteau (péiodites) deviennent ductile ! On distique le manteau superficiel rigide, et l'atmosphere constitué de  manteau ductile.

• les ondes s ne sont pas transmises dans le noyau externe ce qui  montre que cette envelloppe est liquide

4 LA TEMPERATURE DE La terre en fonction de la profondeur

les mesures de  Temperature C realisées dans lesmines ou les forages montrent que la T c interne de la terre croit avec la profoneur. Le grandeur géotermique  est l'augmentation de T C  EN DEGRES : KM. Sa valeur varie  selo la zones geographisue mais en moyenne de 30 °C  KM-1  dans la CC.