La Structure Interne du Globe - Présentation du Cours 2 PDF

LA STRUCTURE INTERNE DU GLOBE La structure profonde de la Terre est connue grâce à l’apport de plusieurs disciplines des Sciences de la Terre basées sur des Méthodes directes et indirectes. Méthode directe par l’étude des Forages Méthode directe par l’étude des Forages Méthode directe par l’é...

LA STRUCTURE INTERNE DU GLOBE La structure profonde de la Terre est connue grâce à l’apport de plusieurs disciplines des Sciences de la Terre basées sur des Méthodes directes et indirectes. Méthode directe par l’étude des Forages Méthode directe par l’étude des Forages Méthode directe par l’étude des Forages Elle est insuffisante car les plus profonds forages ne dépassent pas 12km, alors que le rayon de la Terre = 6370 km. Méthodes indirectes par la GÉOPHYSIQUE:  La sismologie = étude des séismes naturels et artificiels,  La gravimétrie = étude des variations de l’accélération de la pesanteur (g),  Le géomagnétisme = étude du champ magnétique terrestre.  DONNEES FOURNIES PAR LA SEISMOLOGIE DÉFINITIONS Séisme : rupture brutale de roches en profondeur soumises à des tensions qui s’accumulent pendant des années ou des siècles ; DONNEES FOURNIES PAR LA SEISMOLOGIE DÉFINITIONS  DONNEES FOURNIES PAR LA SEISMOLOGIE DÉFINITIONS Séisme : rupture brutale de roches en profondeur soumises à des tensions qui s’accumulent pendant des années ou des siècles ; Foyer ou hypocentre : lieu du séisme où se produit la rupture ; Épicentre : zone située à la surface du globe à la verticale du foyer ; Sismographe : appareil permettant d’enregistrer des ondes sismiques ; Sismogramme : courbe dessinée par le sismographe. APPAREILLAGE: Sismographe  SISMOGRAMMES L’analyse des enregistrements obtenus, permet de distinguer trois types d’ondes dont les vitesses de propagation sont fonction des caractéristiques des milieux traversés (densité, élasticité…). ENREGISTREMENTS: Sismogrammes Ondes P : rapides ; milieux solides ou fluides Ondes S : lentes ; milieux solides Ondes L : ondes de surface plus lentes Hodographe : Graphique représentant les temps d’arrivée des différentes ondes sismiques à chaque station en fonction de la distance épicentrale (distance séparant l’épicentre de la station) Ces courbes encore appelées courbes hodographes indiquent la vitesse de propagation des différentes ondes.  Les ondes L ont une vitesse constante : le milieu parcouru ne change pas de propriétés avec l’éloignement du foyer.  Les ondes P et S ont des vitesses croissantes en fonction des distances parcourues. Comme la vitesse de propagation d’une onde est fonction de la densité du milieu traversé, on en déduit que les ondes qui traversent les couches profondes du globe circulent dans des milieux différents de ceux de la surface.  Conclusion La Terre n’étant pas un milieu homogène, on envisagera le comportement des ondes à travers des milieux différents. Comportement des ondes et Structure de la Terre  Comportement des ondes et Structure de la Terre Lois de Descartes: Relations géométriques entre rayon incident, rayon réfléchi et rayon réfracté Comportement des ondes et Structure de la Terre Dans le cas d’un séisme, un phénomène apporte ici quelques complications ; En effet, à une onde de compression (P) unique incidente, correspondent deux ondes réfléchies (P et S) et deux ondes réfractées (P et S). Pour une incidence maximale, on aura une réflexion maximale.  Sismique et structure interne du globe Réflexion ou Réfraction de l’onde au niveau d’une discontinuité (frontière séparant 2 milieux de propriétés physiques différentes). La vitesse de propagation des ondes dépend des caractéristiques du milieu dans lequel elle se propage : pression, température, composition.  Sismique et structure interne du globe La première caractéristique d’une onde : LE TEMPS DE PARCOURS ENTRE L’HYPOCENTRE ET LE POINT D’ENREGITREMENT. Sismique et structure interne du Globe P1 P2 Mise en évidence de discontinuités Sismique et structure interne du Globe 11500 Km 14500 Km Mise en évidence d’une discontinuité entre le manteau et le noyau  Sismique et structure interne du Globe Toutes les stations d’observation à la surface du globe enregistrent le même type de courbe concernant les vitesses des ondes P et S après chaque séisme (cf. fig.) Etude des Vitesses des ondes P et S en fonction de la profondeur Trois cassures correspondant à 3 discontinuités dans la constitution de la terre : - Le Moho (Mohorovicic) entre 10 et 70 km de profondeur, - La discontinuité de Gutenberg à 2900 km, - La discontinuité de Lehman à 5400 km. Ces 3 discontinuités délimitent 4 enveloppes concentriques constituant le globe : - la Croûte ou Ecorce, - le Manteau, - le Noyau externe et la Graine. L’Analyse fine du comportement des ondes P permet de subdiviser le manteau en trois sous unités : 1) Le Manteau supérieur (la vitesse des ondes P Vp= 8,1 km/s) qui forme avec la Croûte ; la LITHOSPHÈRE (état Rigide), dont la limite se situe aux environs de 100 à 150 km. Cette limite est appelée LVZ (Low Velocity Zone); 2) Le Manteau moyen ou ASTHÉNOSPHÈRE, zone de moindre résistance à l’état semi fondu, les vitesses des ondes P (Vp) diminuent entre 100 et 150 km de profondeur puis augmentent jusqu’à 10 km/s ; 3) Le Manteau profond ou MÉSOSPHÈRE où les vitesses des ondes P (Vp) sont de l’ordre de 13km/s. Modèle sismologique de référence ou PREM (Preliminary Reference Earth Model).  Épaisseur Densités - Océans → 6km ρ < 3,3 - Continents → 30 km ρ : 2,7 → 3 - Profondeur → 670 km ρ : 4,0 → 5,6 - Profondeur → 2900 km ρ : 9,9 → 12,8 - Profondeur → 5150 km ρ : 12,8 → 13,1 Croûte : ------------------------------------- Discontinuité : Mohorovicic ("Moho") Manteau supérieur (Lithosphérique): -----------------------------------------------------------------------LVZ M. sup. (Asthénosphère) et M. inf. (Mésosphère) : ρ : 4,0 ------------------------------------------- Discontinuité majeure : Gutenberg Noyau : liquide : ρ : 9,9 Graine : solide Composition du manteau et de la croûte MANTEAU inférieur  La CROÛTE TERRESTRE ou ÉCORCE Deux types de croûtes existent, très différentes, mais le passage continu de l'une à l'autre est fréquent sur une même plaque. CROÛTE OCÉANIQUE OU OPHIOLITES  Pillow lavas Sheeted dikes La fusion du manteau asthénosphérique produit un liquide magmatique qui, en se refroidissant, construit la croûte océanique. La croûte océanique se forme à partir de magmas basaltiques issus de la fusion partielle du manteau à l'aplomb des rides médio- océaniques (voir partie tectonique globale). Les gabbros ont cristallisé en profondeur aux flancs de la chambre magmatique, les filons de dolérite ont amené le magma au fond de l'océan où il s'est épanché et s'est solidifié sous forme de Pillow- lavas ou laves en coussin.  CROÛTE CONTINENTALE La structure de la croûte continentale est très complexe, très hétérogène aussi bien verticalement qu'horizontalement et reflète une histoire longue et multi épisodique. CROÛTE CONTINENTALE Données fournies par la GRAVIMÉTRIE  GRAVIMÉTRIE Gravimétrie = science de la mesure et de l’étude de la pesanteur, c’est-à-dire de l’accélération que subit un corps au repos à la surface de la Terre ou d’une autre planète. La pesanteur résulte donc de la force gravitationnelle exercée par la Terre, mais aussi par les autres astres (Lune, Soleil, planètes), et de l’effet centrifuge dû à la rotation de la Terre ou de la planète. La gravimétrie nous renseigne sur le dynamisme de notre globe et nous aide à mieux connaître la forme et la constitution des différentes enveloppes. La Forme de la Terre au fil des siècles  Gravité et Géoïde  La Gravité = l’intensité de la Pesanteur g (c-à-d l’attraction de tout corps par la terre); elle varie à la surface du globe en fonction : de la Latitude de l’Altitude du Relief  Gravité et Géoïde  En tous points du globe caractérisée par une altitude, on peut déterminer d’une part les verticales et d’autre part, les valeurs de l’intensité de la pesanteur g. Les surfaces orthogonales aux lignes verticales (ou lignes de force de la pesanteur) sont équipotentielles.  Un observateur qui se déplace en restant sur cette surface n’effectue aucun travail mécanique, puisque la gravité est toujours perpendiculaire à son déplacement : il n’a donc aucune sensation de montée, de descente ou d’effort : il reste à l’horizontale.  Gravité et Géoïde  Le Géoïde qui est la forme gravimétrique de la Terre, correspond à la surface équipotentielle de gravité correspondant au niveau moyen des mers ou océans (surface d’altitude zéro).  Méthode de détermination du Géoïde Pour le construire, on utilise l’altimétrie satellitale : la distance entre un satellite sur orbite et la surface des océans est déterminée grâce à la mesure du temps aller-retour d’ondes émises par ce satellite et réfléchies sur la surface de l’eau. La compilation d’un grand nombre de données permet d’éliminer les variations liées aux vents, courants… et de construire la surface du Géoïde. Celle-ci est prolongée au niveau des continents par le calcul (et en prenant en compte les variations de la trajectoire des satellites). Les ondulations de courte longueur d’onde du Géoïde rendent compte de la topographie des fonds océaniques.  Ce Géoïde serait une sphère, si la Terre était immobile et la répartition des masses homogène.  Les modèles mathématiques ont permis d’assimiler la Terre à un ellipsoïde appelé ellipsoïde de Clairaut (du nom de l’auteur) qui est une approximation du Géoïde.  Cet ellipsoïde qui est une approximation du Géoïde, permet le calcul théorique de la valeur de g à chaque point du globe caractérisée par une altitude donnée.  Tout écart entre la valeur calculée et la valeur mesurée s’appelle ANOMALIE qui sera imputable à l’inhomogénéité de la répartition des masses à l’intérieur du globe.  Anomalies de la gravimétrie  Mesure de la valeur de g (intensité de la pesanteur) par un gravimètre.  Correction de la valeur mesurée à partir de la valeur théorique ou calculée obtenue sur l’ellipsoïde de Clairaut Les corrections sont au nombre de trois :  la correction d’altitude (Ca) dite à l’air libre ou de Faye, rend compte de l’altitude de la station ;  la correction de plateau (Cp) rend compte des masses rocheuses situées entre la station et la côte 0 m ;  la correction topographique (Ct) rend compte de l’irrégularité du relief autour de la station. La correction de Bouguer est la somme de ces trois corrections (Ca, Cp et Ct). Elle est définie comme étant la différence entre la valeur mesurée et la valeur calculée. Théoriquement les observations montrent qu’il existe des valeurs positives ou négatives pour les anomalies de Bouguer. Elles sont généralement négatives dans les régions de montagnes et de hauts plateaux et positives sur les fonds marins profonds.  Si elle est positive, c’est qu’il y un excès de masse à l’aplomb du point de mesure dû à la présence de matériaux plus denses que prévu,  Si elle est négative, c’est que l’on a trop corrigé, il y a un déficit de masse à l’aplomb du point de mesure. Il existe donc une inégalité de répartitions de masses mais également des différences d’épaisseurs et des déséquilibres isostatiques. LA NOTION D’ISOSTASIE  LA NOTION D’ISOSTASIE Ensemble d’Hypothèses qui interprètent les compensations en profondeur des déséquilibres dus en partie aux reliefs.  Hypothèse de Pratt (1855): Modèle de compensation par une distribution particulière des densités. Surface de compensation Au-dessus de la surface de compensation, la croûte serait formée de colonnes de hauteurs et de densité différentes telles que les masses des matériaux soient identiques. Hypothèse d’Airy (1855): Modèle de compensation par enfoncement de véritables racines de matériaux légers dans un milieu dense. Surface de compensation Selon ce modèle, les montagnes comme toute la croûte flottent sur une substance de forte densité. Pour ces deux modèles ; il existe donc une surface de compensation au - dessous de laquelle il y a homogénéité de compensation des masses. L’isostasie basée sur le principe d’Archimède, est l’équilibrage en altitude de masses en fonction de leur répartition et de leur densité. Cette répartition des masses qui est à l’origine d’anomalies gravimétriques locales, est généralement due à des remontées du manteau. Ainsi quand il y’a déficit de masse, on parle d’anomalie négative et quand il y’a excès de masse, on parlera d’anomalie positive. Exemple : Cas de la Scandinavie. Il y’a 12000 ans une immense calotte glaciaire recouvrait cette région. La fonte brutale des glaces créa un déficit de masse important et pour compenser le déséquilibre isostatique, la Scandinavie se soulève progressivement jusqu’à 5mm/an et ce phénomène continue de se produire. La subsidence est un phénomène tectonique qui localement provoque l’enfoncement de l’écorce, enfoncement qui serait associé en surface de dépôt de sédiments de forte épaisseur. MANTEAU LITHOSPHERIQUE Exemples : Dans le bassin houiller Nord (France), on constate qu’en 20 Ma, on a eu 3 500 m de dépôt de grès et de schistes qui montrent des caractères de dépôt marin peu profond. Il faut envisager non pas l’enfoncement dû aux sédiments, mais l’action de failles en bordure de ce bassin. Bassin de Ségou (voir une belle subsidence à Dinndefello dans la région de Kédougou) Causes possibles d’une subsidence ou d’une isostasie :  Un volcan crée une surcharge de la lithosphère qui s’enfonce : il y a subsidence. Ensuite, l’érosion rabote progressivement le volcan, la lithosphère remonte, c’est l’isostasie.  La disparition d’un plateau glaciaire : soulèvement général de l’Islande. La glace avait d’abord enfoncé l’île qui est ensuite remontée.  Des nappes de charriage ou l’accumulation de dépôts sédimentaires peuvent provoquer une subsidence  Il peut y avoir apport de matière par en dessous : c’est l’orogenèse.  Exemple : Si la croûte continentale a une épaisseur de 30km pour une densité de 2,7 quelle est l’épaisseur x de la racine d’une montagne de 3000m si la densité du manteau lithosphérique est de 3,2. En équilibrant les masses verticales partant de l’altitude à la base de la racine avec et sans montagne, on trouve : 2,7*(30+3+ x) = x *3.2 + 30*2.7 0.5* x = 2,7*3 x = 16.2 km. Équilibre isostatique des deux lithosphères sur l’asthénosphère MAGNETISME  MAGNETISME L’étude du magnétisme terrestre nous donne des informations directes sur:  le Noyau de par l’existence du champ magnétique  l’Hypothèse de la Tectonique globale c.-à-d. sur l’Expansion océanique et la Dérive des continents. Champ Magnétique terrestre Un corps magnétique est un corps qui, placé dans un champ magnétique H acquiert une aimantation ɸ qui est fonction de la susceptibilité magnétique k, telle que ɸ = k*H. La susceptibilité magnétique est fonction de la nature du corps considéré. On distingue des corps ferromagnétiques qui conservent une aimantation permanente et des corps para et diamagnétiques qui prennent une très faible aimantation qui est temporaire. Seuls les corps ferromagnétiques et notamment la magnétite, ont un intérêt. En effet, lors de leur mise en place à haute température, puis après refroidissement, ces minéraux conservent leur aimantation, on parle alors d’Aimantation Thermorémanente (ATR). Ainsi, des basaltes riches en magnétite, acquièrent lors de leur refroidissement une ATR qui est une image du champ magnétique à une époque donnée (Fig.). L’AIMANTATION FOSSILISÉE D’UNE ROCHE Pillow lavas Sheeted dikes  L’AIMANTATION FOSSILISÉE D’UNE ROCHE Cristallisation rapide de nombreux minéraux ferromagnétiques telle la magnétite (Fe304) lors du refroidissement du magma. En dessous de 600°C, acquisition d’une forte aimantation par les cristaux de magnétite contenus dans le basalte. Alignement des moments magnétiques dans une même direction parallèle au champ extérieur. Celle-ci est caractéristique du champ magnétique terrestre régnant à l'époque au cours de laquelle la lave s'est refroidie. Ce qui permet de déterminer la direction du pôle magnétique de l’époque, responsable de l'aimantation fossilisée.  Champ Magnétique terrestre Les composantes du champ magnétique terrestre  Champ Magnétique terrestre Le champ magnétique terrestre peut être considéré comme le champ produit par un dipôle unique situé au centre de la Terre c’est-à-dire dans le noyau. Ce champ magnétique existe autour de la Terre et s’amenuise au fur et à mesure que l’on s’éloigne  ÉVOLUTION DU CHAMP MAGNÉTIQUE TERRESTRE ET PALÉOMAGNÉTISME  Le champ magnétique terrestre varie d’un lieu à un autre (champ primaire)  Mais en plus, on a des variations locales dues à la présence de roches magnétiques ou non. On constate que les roches n’ont de propriétés magnétiques qu’à proximité de la surface (profondeur inférieure à 15 km). L’ensemble de ces variations crée des Anomalies Magnétiques dont les dimensions peuvent se caler sur les structures géologiques c'est-à-dire des anomalies magnétiques pouvant être de même taille que les structures géologiques.  ÉVOLUTION DU CHAMP MAGNÉTIQUE TERRESTRE ET PALÉOMAGNÉTISME Exemple Grâce aux mesures par satellites, on a mis en évidence que des anomalies magnétiques de grande longueur d’onde s’étendant parfois sur des milliers de kilomètres sont dues aux variations d’aimantation de la croûte profonde et sans doute de la partie supérieure du manteau terrestre. Ces variations peuvent être produites par des réchauffements locaux de l’écorce terrestre qui font perdre aux roches leurs propriétés ferrimagnétiques suite aux phénomènes métamorphiques lors des orogenèses.  ÉVOLUTION DU CHAMP MAGNÉTIQUE TERRESTRE ET PALÉOMAGNÉTISME L’étude des propriétés magnétiques des roches se développe dans les années 50 avec le développement de magnétomètres sensibles. Certaines roches comme le basalte, sont riches en Fe, lors de leur refroidissement les minéraux qui cristallisent acquièrent une certaine magnétisation liée au champ magnétique terrestre à cette époque. Selon l’âge des minéraux, on peut donc reconstituer l’évolution du champ magnétique terrestre (Paléomagnétisme). Le champ magnétique terrestre serait dû à la rotation du noyau externe liquide. Cette rotation engendrerait un courant électrique et développerait le champ magnétique.  ÉVOLUTION DU CHAMP MAGNÉTIQUE TERRESTRE ET PALÉOMAGNÉTISME La terre est assimilable à un barreau aimanté. L’étude des propriétés magnétiques de nombreux basaltes dans le monde a démontré que le champ magnétique terrestre s’est inversé à de nombreuses reprises au cours des derniers 70-80 Ma. Des époques de polarité normales (i.e., lorsque le champ magnétique a la même orientation par rapport à la période actuelle) de 1 à 3 Ma sont suivies par des périodes de polarité inverse (pôles nord et sud inversés par rapport à la période actuelle. La période actuelle a débuté il y a environ 700.000 ans.  Preuves de l’expansion océanique Lors des premières phases de l'exploration des fonds océaniques, les relevés de l'intensité du champ magnétique à l'aide d'un magnétomètre tiré par un bateau avaient montré l'existence sur le plancher océanique, d'alternances de bandes parallèles de magnétisme faible et de magnétisme élevé. La formation de la lithosphère océanique au niveau des dorsales enregistre la polarité du champ magnétique terrestre au moment où cristallise le basalte. Le plancher océanique qui s'étale, se comporte comme une bande qui enregistre la polarité du champ magnétique au fur et à mesure de son déroulement. Schémas montrant la construction progressive du plancher océanique constitué de bandes parallèles, de polarités magnétiques alternant entre normales et inverses, et symétriques de part et d'autre d'une dorsale.