- 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.
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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.
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