1Spé Cours Structure du globe terrestre

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Chapitre 1 : La structure interne du globe terrestre

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Index

Closure

III/ Les apports des études thermiques

Introduction

II/ Les apports de la sismologie

I/ Les apports de l'étude de la surface terrestre

Activité 3

Séismes et propriétés des ondes sismiques

Géotherme

Activité 2

Discontinuités

Tomographie sismique

Répartition bimodale

Activité 1

Activité 4

Conclusions

Lithosphère et asthénosphère

Roches de la croûte terrestre

Activité 2

Modèle PREM

Roches du manteau terrestre

Introduction

Zoom sur notre planète. Nous vivons sur la Terre. La Terre est une planète, un astre qui tourne autour d’une étoile, en l’occurrence le soleil, et, dont la gravité est assez forte pour avoir fait le vide autour de soi. 
Notre planète, la planète bleue, a une particularité : sa surface est occupée à plus de 70% d’eau liquide. Elément essentiel à la vie. Les 30% restants correspondent aux continents : les continents sont les terres émergées.
 Depuis Aristote, philosophes, érudits, savants, puis géologues et géophysiciens se sont interrogés à de nombreuses reprises sur la nature et la composition du globe terrestre. Feux intérieurs, vastes cavités, gigantesque sphère aqueuse, et plus récemment réservoirs de magma en fusion et modèles multicouches les plus variés, l'histoire est riche de spéculations parfois audacieuses sur les profondeurs de la Terre.

Introduction

Depuis quelques décennies, par des méthodes d’études directes et indirectes, on peut avoir une idée de la structure interne de notre planète. 
Problèmes : Comment connaître la structure du globe terrestre ? Quelle est la structure du globe terrestre ?

Les apports de l’étude de la surface terrestre à la connaissance du globe

→ Etude du relief : une répartition bimodale des altitudes

Activité 1

L'application "Profil crustal" permet de réaliser des coupes dans la croûte terrestre, et de comparer la distribution des altitudes entre croûte océanique et croûte continentale, ainsi que la répartition statistique des altitudes le long d'une coupe.

→ Etude du relief : une répartition bimodale des altitudes

Activité 1

Ce graphique représente l'altitude en fonction du pourcentage de surface terrestre.Ex : environ 20% des altitudes sont comprises entre 0 et 1 km. On observe deux pics de fréquences (=2 modes), on parle de répartition bimodale. Cette distribution met en évidence un contraste entre le domaine continental et le domaine océanique : - 
les reliefs océaniques sont situés entre -3 000 et -6 000m (par rapport au niveau de la mer) avec une moyenne de -4 800m = 70%. - les reliefs continentales sont situés entre 0 et +1 000m (par rapport au niveau de la mer) avec une moyenne de +300m = 30%.

Document : La répartition bimodale des altitudes

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→ Etude des roches de la croûte terrestre

Activité 1

Document : Les trois familles de roches

On appelle croûte l’enveloppe la plus superficielle du globe. Elle peut être étudiée par des observations directes, des forages, des profils sismiques ce qui a permis de distinguer deux types de croûtes : la croûte continentale et la croûte océanique.

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→ Etude des roches de la croûte terrestre : la croûte continentale

Activité 1

Le microsope polarisant

La croûte continentale présente une certaine hétérogénéité visible en surface (roches magmatiques (ex : andésite, granite), sédimentaires (ex : grès), métamorphiques (ex : gneiss)) mais en profondeur les granites sont les roches les plus représentatives. 
 Densité moyenne de la croûte continentale : 2.7
 Son épaisseur moyenne est d’environ 30km mais peut atteindre 70km sous les chaînes de montagne.

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1/ Mettre le filtre polariseur sur la lampe. 2/ Mettre le filtre analyseur en tirant sur la "tirette" au niveau de l'oculaire. 3/ Faire le "noir". 4/ Placer la lame mince de roche sur la platine. 5/ Observer en alternant entre LPA (Lumière Polarisée et Analysée) et LPNA (Lumière Polarisée Non Analysée). 6/ Faire tourner la platine.

PRINCIPE

→ Etude des roches de la croûte terrestre : la croûte continentale

Activité 1

La croûte continentale présente une certaine hétérogénéité visible en surface (roches magmatiques (ex : andésite, granite), sédimentaires (ex : grès), métamorphiques (ex : gneiss)) mais en profondeur les granites sont les roches les plus représentatives. 
 Densité moyenne de la croûte continentale : 2.7
 Son épaisseur moyenne est d’environ 30km mais peut atteindre 70km sous les chaînes de montagne.

Document : Profil crustal, altitude et épaisseur de la croûte

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→ Etude des roches de la croûte terrestre : la croûte continentale

Activité 1

GRANITE Etude macroscopique

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La roche est entièrement cristallisée, les cristaux sont visibles à l'oeil nue, assemblés les uns aux autres : structure grenue. On observe du quartz (éclat gras), des feldspaths plagioclases et de la biotite (mica noir). On peut également trouver des feldspaths orthoses et des micas blanc (muscovite). Les granites sont des roches magmatiques plutoniques. Légende photo : B = biotite Q = quartz F = feldspath plagioclase

Fiche identification des minéraux

→ Etude des roches de la croûte terrestre : la croûte océanique

Activité 1

La croûte océanique est formée essentiellement de basalte et de gabbro. Elle est recouverte d’une couche de sédiments (0 à 200m d’épaisseur).
 Densité moyenne de la croûte océanique : 2.9
 Elle a une épaisseur moyenne de 7km.

Document : Profil crustal, altitude et épaisseur de la croûte

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→ Etude des roches de la croûte terrestre : la croûte océanique

Activité 1

Vue macroscopique d'un basalte

BASALTE Etude macroscopique

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Les basaltes sont des roches sombres, on peut observer quelques phénocristaux dans une "pâte" homogène : structure microlithique.
 Phénocristaux (cristaux visibles à l'œil nu) peuvent être des pyroxènes, des feldspaths plagioclases et, éventuellement, des olivines. Les basaltes sont des roches magmatiques volcaniques.

Fiche identification des minéraux

→ Etude des roches de la croûte terrestre : la croûte océanique

Activité 1

BASALTE Etude microscopique

Observations au microscope polarisant (LPNA et LPA) d'une lame de basalte

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On observe une pâte formée de petits cristaux allongés de pyroxènes et de plagioclases, non visibles à l'œil nu (microlites), sans orientation privilégiée et noyés dans un verre (non cristallisé). Des phénocristaux de pyroxènes et plagioclases sont visibles (éventuellement des cristaux d’olivine).

Microscope virtuel

Fiche identification des minéraux

→ Etude des roches de la croûte terrestre : la croûte océanique

Activité 1

Vue macroscopique d'un gabbro

GABBRO Etude macroscopique

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Les gabbros sont des roches entièrement cristallisées, les cristaux sont jointifs : structure grenue. On observe des pyroxènes (noirs) et des feldspaths plagioclases (blancs). Ils ont la même composition chimique que les basaltes (= contiennent les mêmes cristaux). Les gabbros sont des roches magmatiques plutoniques.

Fiche identification des minéraux

→ Etude des roches de la croûte terrestre : la croûte océanique

Activité 1

BASALTE Etude microscopique

Observations au microscope polarisant (LPNA et LPA) d'une lame de gabbro

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Les gabbros sont des roches entièrement cristallisées, les cristaux sont jointifs : structure grenue. On observe des pyroxènes et des feldspaths plagioclases. Ils ont la même composition chimique que les basaltes (= contiennent les mêmes cristaux). Les gabbros sont des roches magmatiques plutoniques.

Microscope virtuel

Fiche identification des minéraux

→ Etude des roches du manteau terrestre

Activité 1

On appelle manteau l’enveloppe située entre la croûte et le noyau. Elle peut être étudiée par des observations directes, bombes volcaniques ayant arrachées des fragments de manteau ou observations de failles au niveau de la dorsale.

Vue macroscopique d'une péridotite

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PERIDOTITE Etude macroscopique

Les péridotites sont des roches entièrement cristallisées, les cristaux sont jointifs. On observe des pyroxènes (noirs et vert foncé) et des olivines (vert clair).

Fiche identification des minéraux

→ Etude des roches du manteau

Activité 1

PERIDOTITE Etude microscopique

Observations au microscope polarisant (LPNA et LPA) d'une lame de péridotite

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Les péridotites sont des roches entièrement cristallisées, les cristaux sont jointifs. On observe des pyroxènes et des olivines.

Microscope virtuel

Fiche identification des minéraux

→ Etude des roches du manteau terrestre

Activité 1

Etude macroscopique : Observation : Les péridotites sont des roches entièrement cristallisées, les cristaux sont jointifs. On observe des pyroxènes (noirs et vert foncé) et des olivines (vert clair). /1 Déduction : La roche a une structure grenue. /1 Démarche : observation dont on tire des déductions /1 Etude microscopique : - Utilisation du microscope : le noir est fait, utilisation de la LPA et la LPNA /1 - Croquis d'observation Titre : Croquis d'observation d'une lame mince de péridotite, roche du manteau terrestre, au microscope polarisant /1 Croquis de taille suffisante, soigné, les traits de légendes sont tracées à la régle, horizontaux et alignent la légende verticalement. /1 Les minéraux sont correctement représentés en LPA et LPNA et un critère de reconnaissance pertinent est précisé. Pyroxène : en LPNA - clivages, relief fort, teinte brune / en LPA - teintes vives et clivages /2 Olivine : en LPNA - cassures/craquelées / en LPA - teintes très vives, cassures /2

II

Les apports des séismes à la connaissance du globe

→ Séismes et propriétés des ondes sismiques

Schéma d'un séisme (Livre scolaire cycle 4)

Un séisme ou tremblement de terre est une secousse du sol résultant de la libération brusque d'énergie accumulée par les contraintes exercées sur les roches. Cette libération d'énergie se fait par rupture le long d'une faille. Cette énergie est transmise à partir du foyer (zone de libération de l'énergie provoquant le tremblement) sous la forme d'ondes (ou vibrations) qui se propagent dans toutes les directions : les ondes sismiques.

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→ Séismes et propriétés des ondes sismiques

Représentation schématique de la propagation des ondes sismiques à partir du foyer du séisme (source : Planet-Terre)

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Les ondes sismiques se propagent dans toutes les directions. La direction de propagation des ondes est représentée par les rais sismiques (qui sont perpendiculaires au front d'onde). Rem : il en existe une infinité mais on ne représente en général que ceux qui arrive à la station sismique étudiée.

→ Séismes et propriétés des ondes sismiques

On enregistre ces vibrations à la surface du globe grâce à des sismographes, d’abord à l’épicentre (point à la surface du globe à l’aplomb du foyer du séisme) puis partout sur le globe.

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Sismographe actuel (Sismographe Ifremer pouvant être installé de façon temporaire au fond des océans)

Ancien sismographe

→ Séismes et propriétés des ondes sismiques

On peut lire ces enregistrements sur un sismogramme dont l’analyse permet de mettre en évident trois types d’ondes : 
 - les ondes de surface qui se propagent à la surface et qui sont les plus destructrices ; 
- les ondes de volume qui se propagent à l’intérieur du globe : ondes P et ondes S.

Sismogramme

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Les sismogrammes peuvent être enregistrés selon trois directions : Nord-Sud et Est-Ouest pour les composantes horizontales, et haut-bas pour la composante verticale

→ Séismes et propriétés des ondes sismiques

On peut lire ces enregistrements sur un sismogramme dont l’analyse permet de mettre en évident trois types d’ondes : 
 - les ondes de surface qui se propagent à la surface et qui sont les plus destructrices ; 
- les ondes de volume qui se propagent à l’intérieur du globe : ondes P et ondes S.

Interprétation d'un sismogramme théorique

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→ Séismes et propriétés des ondes sismiques

On peut lire ces enregistrements sur un sismogramme dont l’analyse permet de mettre en évident trois types d’ondes : 
 - les ondes de surface qui se propagent à la surface et qui sont les plus destructrices ; 
- les ondes de volume qui se propagent à l’intérieur du globe : ondes P et ondes S. Les ondes P sont des ondes de compression. Ce sont les plus rapides (6km/s) (ondes primaires). Les ondes S sont des ondes de cisaillement. Leur vitesse est de 3,5 km/s dans la croûte (ondes secondaires).

Les différents types d'ondes

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Seules les ondes de volume nous intéressent dans ce chapitre. Pourquoi ?

→ Séismes et propriétés des ondes sismiques

Propagation des rais sismiques

Les ondes sismiques obéissent aux lois de Snell-Descartes : elles sont réfléchies ou réfractées lorsqu’elles passent d’un milieu à l’autre. La limite/surface entre deux milieux aux propriétés physico-chimiques différentes est appelée discontinuité

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L’étude de la propagation des rais sismiques dans notre globe permet donc de localiser des discontinuités et aussi, par la détermination de la vitesse de propagation des rais, renseigne sur la nature et les conditions physiques (pression, température) des différentes couches de la Terre.

→ Séismes et propriétés des ondes sismiques

Les ondes sismiques obéissent aux lois de Snell-Descartes : elles sont réfléchies ou réfractées lorsqu’elles passent d’un milieu à l’autre. La limite/surface entre deux milieux aux propriétés physico-chimiques différentes est appelée discontinuité

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L’étude de la propagation des rais sismiques dans notre globe permet donc de localiser des discontinuités et aussi, par la détermination de la vitesse de propagation des rais, renseigne sur la nature et les conditions physiques (pression, température) des différentes couches de la Terre.

→ Séismes et propriétés des ondes sismiques

Résultat d'une expérience de mesure de la vitesse des ondes P dans différentes roches

La vitesse des ondes sismiques dépend du milieu traversé : - du matériau traversé : en fonction de la composition minéralogique de la roche, la densité de celle-ci sera différente - de la pression et de la température. A retenir : -les ondes se propagent plus rapidement dans un milieu froid et rigide et plus lentement dans un milieu chaud et ductile -les ondes S ne se propagent pas dans les liquides

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A température et pression identiques : on observe que la vitesse des ondes augmentent avec la densité des roches.

Info

→ Les discontinuités sismiques

Une augmentation ou une diminution de la vitesse de propagation des ondes correspond soit à un changement de composition chimique du milieu (=roche différente), soit à un changement d'état physique (ex : liquide/solide), soit les deux. Une discontinuité sismique est une frontière/ limite entre deux zones dont les vitesses sismiques sont différentes. Les discontinuités sismiques sont l'expression sismologique de discontinuités de composition chimique ou de changement d'état physique ou les deux. L'étude des vitesses de propagation des ondes sismiques P et S a permis de déterminer la structure interne de la Terre. L’analyse des enregistrements sismiques révèle trois discontinuités majeures.

Coupe transversale de la Terre montrant les 3 discontinuités sismiques

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→ Les discontinuités sismiques

Activité 2

En 1909, suite au séisme de Zagreb, Mohorovicic remarque que les stations proches de l'épicentre (quelques centaines de kilomètres) reçoivent des ondes directes mais aussi de nombreux échos rapprochés de ces ondes (ondes P récléchies notées PMP). Il remarque également que les stations plus éloignés recoivent les ondes P avant les stations plus proches. Il interprète ces observations comme le résultat de réflexions des ondes sur une surface de discontinuité peu profonde (appelée aujourd'hui le Moho) située à une cinquantaine de kilomètres de profondeur, marquée par une brusque augmentation de la vitesse des ondes sismiques : au-dessus de cette limite, ces ondes se propagent à des vitesses faibles alors qu'au-dessous les vitesses sont plus élevées (ondes P réfractées et accélérees).

► La discontinuité de Mohorovicic, ou Moho, sépare la croûte terrestre du manteau.
 Elle est caractérisée par une augmentation de la vitesse des ondes sismiques. En effet, la croûte est formée de roches de densité comprise entre 2.7 et 2.9 alors que le manteau est composé de péridotite de densité 3.3. ➔ Discontinuité chimique. Sa profondeur varie de 7 à 70km sous les chaînes de montagne. Moyenne : 30km.

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→ Les discontinuités sismiques

Activité 3

► La discontinuité de Mohorovicic, ou Moho, sépare la croûte terrestre du manteau.
 Elle est caractérisée par une augmentation de la vitesse des ondes sismiques. En effet, la croûte est formée de roches de densité comprise entre 2.7 et 2.9 alors que le manteau est composé de péridotite de densité 3.3. ➔ Discontinuité chimique. Sa profondeur varie de 7 à 70km sous les chaînes de montagne. Moyenne : 30km.

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croûte continentale : granite

croûte océanique : basalte et gabbro

manteau : péridotite

manteau : péridotite

Evolution de la vitesse des ondes P sous un domaine océanique et sous un domaine continental

→ Les discontinuités sismiques

Activité 2

► La discontinuité de Gutenberg sépare le manteau du noyau. Pour chaque séisme, il existe une zone d’ombre (=zone où le séisme n’est pas enregistré). A partir de cette zone d’ombre, les ondes S disparaissent et les ondes P sont accélérés. Le noyau est un milieu plus dense, il est composé de fer et de nickel. Le noyau est à l’état liquide (au moins) dans sa partie externe. ➔ Discontinuité chimique et physique. Sa profondeur est de 2900km.

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→ Les discontinuités sismiques

Activité 2

► La discontinuité de Lehmann sépare le noyau externe liquide du noyau interne/graine solide. Le noyau contient du fer et du nickel. ➔ Discontinuité physique. Sa profondeur est de 5100km.

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→ Les discontinuités sismiques

Activité 3

Trajet des ondes P et S, mise en évidence des discontinuités

► La discontinuité de Lehmann sépare le noyau externe liquide du noyau interne/graine solide. Le noyau contient du fer et du nickel. ➔ Discontinuité physique. Sa profondeur est de 5 100km.

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→ Lithosphère et asténosphère

Activité 3

Evolution de la vitesse des ondes S sous un domaine océanique et sous un domaine continental

►L’étude de la vitesse des ondes sismiques dans le manteau montre une diminution à partir de 100km de profondeur sur une épaisseur moyenne de 200km. Cette zone de faible vitesse ou LVZ (Low Velocity Zone) définit la lithosphère et l’asthénosphère : - lithosphère (lithos = roche) : ensemble de roches rigides donc cassantes situées au-dessus de la LVZ ; - asthénosphère (asthénos = sans résistance) : ensemble de roches ductiles situées au-dessous de la LVZ. Ainsi la lithosphère comprend la croûte et la partie rigide du manteau que l’on appelle manteau lithosphérique.

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→ Lithosphère et asténosphère

Activité 2

Lithosphère et asthénosphère

Ainsi la lithosphère comprend la croûte et la partie rigide du manteau que l’on appelle manteau lithosphérique. Les études sismologiques montrent les différences d’épaisseur entre la lithosphère océanique et la lithosphère continentale. La limite lithosphère/asthénosphère correspond approximativement à l'isotherme 1300°C.

Roches rigides et cassantes

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LVZ

Roches ductiles

→ Modèle PREM

Les enregistrements sismiques associés à des études en laboratoire sur le comportement des roches sous pression ont permis de proposer un modèle en structure en couches concentriques des enveloppes terrestres : le modèle PREM.

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→ Modèle PREM

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III

Les apports des études thermiques à la connaissance du globe

→ Le géotherme

Les observations directes effectuées dans les mines montrent que la température interne de la Terre croît avec la profondeur. Le tracé représentant l’évolution de la température en fonction de la profondeur est appelé géotherme. On appelle gradient géothermique le taux d'augmentation de la température au sein de la Terre en fonction de la profondeur. Dans les premiers km, le gradient géothermique est de 30°C par km.

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→ Le géotherme

L’évolution de la température n’est pas linéaire, elle augmente à chaque discontinuité. Chaque enveloppe est caractérisée par un géotherme et un gradient géothermique. Cela s’explique par l’existence de deux modes de transfert de l’énergie thermique : - un transfert par conduction de proche en proche : dans la lithosphère et au niveau des discontinuités. - un transfert par convection par transfert de matière : dans l’asthénosphère, le manteau inférieur et le noyau.

Evolution du géotherme et gradient géothermique dans les différentes enveloppes de la Terre

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→ Le géotherme

L’évolution de la température n’est pas linéaire, elle augmente à chaque discontinuité. Chaque enveloppe est caractérisée par un géotherme et un gradient géothermique. Cela s’explique par l’existence de deux modes de transfert de l’énergie thermique : - un transfert par conduction de proche en proche : dans la lithosphère et au niveau des discontinuités. - un transfert par convection par transfert de matière : dans l’asthénosphère

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→ Le géotherme

Modélisation analogique de deux modes de transfert de la chaleur dans un fluide : convection et conductionShéma des montages et graphique des résultats obtenus (évolution de la température en fonction du temps)

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En noir : sonde thermosensibleEn bleu : bleu de méthylène

→ Le géotherme

Evolution du géotherme et gradient géothermique dans les différentes enveloppes de la Terre

Lors d'un transfert par conduction le gradient géothermique est fort. Lors d'un transfert par convection le gradient géothermique est faible. La convection est un mode de transfert de chaleur plus efficase que la conduction.

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→ La tomographie sismique

Les mouvements convectifs ascendant et descendants sont mis en évidence par la tomographie sismique : on observe des anomalies de vitesse des ondes par rapport au modèle PREM . Elles sont interprétées comme des hétérogénéités thermiques au sein du manteau : -si la vitesse enregistrée est supérieure à celle attendue, on a une anomalie de vitesse positive, elle traduit la présence de matériaux plus froids et rigides/cassants (puisque les ondes sismiques se propagent plus vite dans un milieu rigide (froid) que dans un milieu ductile (chaud)), elle est représentée dans les tons bleus.

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→ La tomographie sismique

Les mouvements convectifs ascendant et descendants sont mis en évidence par la tomographie sismique : on observe des anomalies de vitesse des ondes par rapport au modèle PREM . Elles sont interprétées comme des hétérogénéités thermiques au sein du manteau : -si la vitesse enregistrée est inférieure à celle attendue, on a une anomalie de vitesse positive, elle traduit la présence de matériaux chauds ductiles (puisque les ondes sismiques se propagent plus vite dans un milieu rigide (froid) que dans un milieu ductile (chaud)), elle est représentées dans les tons chauds.

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→ La tomographie sismique

Exemple 2 : On observe une anomalie négative sous l'Islande. Or on sait que la vitesse des ondes diminue dans un milieu ductile et chaud. On en déduit la présence de matériaux chaud sous l'Islande. Il s'agit d'un point chaud.

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→ La tomographie sismique

Les mouvements convectifs ascendant et descendants sont mis en évidence par la tomographie sismique : on observe des anomalies de vitesse des ondes par rapport au modèle PREM. Elles sont interprétées comme des hétérogénéités thermiques au sein du manteau.

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Conclusion : La pétrologie, la sismologie et l'étude thermique du globe permettent de proposer un modèle de la structure interne du globe.

La pétrologie (= étude des roches) montre qu'il existe des roches différentes (la croûte océanique est formée de basaltes et de gabbros, la croûte continentale est formée de granites) à l'origine de la répartition bimodale des altitudes. L'étude de la propagation des ondes sismiques révéle des discontinuités. La sismologie montre que le globe est organisé en couches/enveloppes concentriques : croûte terrestre, manteau, noyau externe et noyau interne. Les études sismiques montrent également l'existence de deux couches au comportement mécanique différent : la lithosphère rigide/cassante et l'asthénosphère ductile. Le géotherme terrestre s'explique par deux modes de transfert de chaleur : la conduction au niveau de la lithosphère et des discontinuités et la convection dans le reste du manteau et du noyau. La tomographie sismique montre des hétérogénités dans le manteau (fosse océanique, point chaud).

Conclusion : La pétrologie, la sismologie et l'étude thermique du globe permettent de proposer un modèle de la structure interne du globe.

La fosse des Mariannes, zone la plus profonde des océans (-11 022m)

Exploration géologique des fonds marins avec le Nautile

Le manteau supérieur de la Terre est le théâtre de phénomènes magmatiques et de transformations rocheuses passionnants. Il est un objet d'étude privilégié pour comprendre la composition de la planète. Dans ce dossier, les scientifiques vous entraînent à bord de leurs navires, pour une plongée au cœur du manteau.

Roches magmatiques

Roches issues du refroidissement d’un magma. Elles peuvent être volcaniques (refroidissement rapide en surface) ou plutoniques (refroidissement lent en profondeur).

Roches magmatiques plutoniques

Roches magmatiques volcaniques

Photo d'un gabbro et d'un granite

Photo d'un basalte et d'une andésite

Le "trou" le plus profond du monde

Aristote

Pour Aristote, au IVème siècle av. J.-C., la Terre est exclusivement formée de l'élément terre ; elle est entourée d'eau, puis d'air et enfin d'une couche de feu. Au-delà, c'est le monde des astres et de l'éternité. La partie superficielle du globe contient des cavités internes et des canaux. Le vent (ou souffle interne), sortant des cavités, provoque des tremblements de terre. Lorsqu'il est broyé en petites particules, il prend feu et donne des volcans. Cette vision de la Terre perdure pendant toute l'Antiquité et le Moyen-Âge.

L’Everest culmine à +8 848m.

Roches métamorphiques

Roches issues de transformation à l’état solide suite à des modifications des conditions de pression et/ou de température.

Photo d'un gneiss

Roches sédimentaires

Roches issues du dépôt de sédiments en milieu aquatique. Les sédiments peuvent être des fragments de roches, de coquilles, ou des précipités.

Photo d'un calcaire

Photo d'un grès

L’Everest culmine à +8 848m.

1-Réalisez plusieurs coupes qui traversent seulement un océan puis relevez la distribution des altitudes les plus fréquentes et l'épaisseur de la croûte océanique. 2-Réalisez plusieurs coupes qui traversent seulement un continent puis relevez la distribution des altitudes les plus fréquentes et l'épaisseur de la croûte continentale. 3-Comparez vos valeurs.

La fosse des Mariannes, zone la plus profonde des océans (-11 022m)

Descartes

René Descartes (1596-1650), qui est philosophe, est le premier en 1644 à imaginer le monde souterrain. Pour lui, la Terre est un ancien Soleil qui a subi une évolution particulière. Au centre, on trouve un noyau de matière solaire, recouvert d'une couche compacte de la même matière que les taches solaires. Ensuite vient une couche de terre dense, une couche d'eau, une couche d'air et une nouvelle couche de terre plus légère qui se maintient au-dessus du vide comme une voûte. La Terre de Descartes est donc creuse ! La couche externe est toutefois en équilibre instable. Séchée par le Soleil, elle se fendille, et finit par s'écrouler d'une manière inégale dans les couches internes, expulsant l'eau qui forme les océans. Descartes décrit ainsi à la fois la genèse de la Terre et sa structure interne. Il raconte comment les montagnes se sont formées, par effondrement, lors d'une immense catastrophe planétaire originelle.