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.

Dans son livre “Die Entstehung der Kontinente und Ozeane” Alfred Wegener écrit en 1914 : “La statistique des niveaux des surface terrestre montre avec une clarté extraordinaire que toute la surface terrestre est disposée en deux surfaces de niveau différentes d’environ 5000 m, qui apparaissent alternativement l’une à côté de l’autre et  se présentent à nous comme surfaces des continents et des fonds marins profonds. La fameuse « courbe hypsométrique de la surface terrestre »  en donne une image claire”. C’est la première représentation sous forme d’une courbe hypsométrique « moderne », fruit du travail d’Otto Krümmel en 1897.

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

a. à l’échelle de la Terre - livre p106-107

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.

b. à l’échelle des roches- livre p108-109

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

1- au niveau de la croûte océanique 

Les missions d’observation directe de la croûte océanique au niveau de la faille VEMA ont permis d’établir la structure de la croûte, ensuite observée dans l’ensemble du domaine océanique (JOIDES doc1-2-3p112)

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).

On peut y observer plusieurs types de minéraux comme le quartz, la biotite (ou mica noir) et les feldspaths (orthose, plagioclase).

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
• exercice 6p117 représentation de la distribution des altitudes

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,

2. 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

a. séismes et ondes sismiques - livre p120-121

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)

On distingue :

– 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.

b. étude sismologique des profondeurs du globe - livre p122-123

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.

On en déduit que le globe est composé :

• 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

L’épaisseur des roches comprises entre 0 et 100 km est appelée lithosphère et l’épaisseur entre 100 et 700 km est appelée asthénosphère. La lithosphère se distingue de l’asthénosphère par un comportement rigide. Les ruptures à l’origine du séisme ont toujours lieu dans la lithosphère, jamais dans l’asthénosphère.

exercice 6p137 et la Lune ?

Révise en ligne avec l’activité proposée.

c. Étude géothermique et  tomographique  des profondeurs du globe– livre p130-131

1. 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)

Ce gradient est élevé (augmentation rapide de la température) quand on s’enfonce dans  la lithosphère.

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 convection aboutit à homogénéiser les températures dans toute la couche brassée : il y a peu de différence de température entre la base et le sommet de la couche, donc le gradient est faible. On peut en déduire que le manteau et le noyau externe sont des enveloppes où a lieu la convection, donc plutôt ductiles.

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.

 

La tomographie sismique  confirme bien ce que suggèrent les modèles :

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

Révise en ligne avec l’activité proposée.

Savoir :

• 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.