La structure du globe terrestre
La Terre est une planète active. Elle est le siège d’activités magmatiques, et sismiques. Cette activité est liée à l’énergie interne de la planète. Le transfert d’énergie au sein des enveloppes internes de la Terre est à l’origine de la tectonique des plaques caractérisée par le déplacement relatif des plaques lithosphériques sur l’asthénosphère.
Comment a-t-on mis en évidence la structure interne de la terre ?
I. Des contrastes entre les continents et les océans.
La distribution bi-modale des altitudes.
Les profils topographiques (exemple du profil Amérique du Sud - Afrique) mettent en évidence une importante variation d’altitudes à la surface de la terre. Les profondeurs (altitudes négatives) les plus importantes s’observent au niveau des fosses océaniques (jusqu’à 10 971 m au niveau de la fosse des Mariannes dans l’océan pacifique), tandis que les altitudes les plus importantes s’observent au niveau des chaînes de montagnes (jusqu’à 8848 m au sommet de l’Everest dans l’Himalaya).
Les bases de données ETOPO montrent que ces altitudes ne sont pas distribuées uniformément mais présentent au contraire une distribution bi-modale: l’altitude moyenne en milieu continental est de l’ordre de +840 m, alors que en milieu océanique, elle est de l’ordre de – 3 800 m. L’altitude moyenne de l’ensemble de la croûte terrestre étant de – 2 200 m.
Cette distribution bi-modale des altitudes suppose un contraste géologique entre les croutes océaniques et continentales.
Les études pétrographiques des croûtes continentales et océaniques.
La composition de la croûte continentale présente une certaine hétérogénéité; on estime qu’elle est composée de 44,5% de roches magmatiques (granites, andésites…), 44,5% de roches métamorphiques, et 12,5% de roches sédimentaires.
Une étude en profondeur révèle que les granitoïdes (roches apparentées au granite) en sont les roches les plus représentatives de la croute continentale. Le granite est composé principalement de trois types de minéraux : quartz, feldspaths et biotite. Le granite est entièrement cristallisé, sa structure est grenue, c’est donc une roche issue d’un refroidissement lent d’un magma. Le granite est une roche magmatique plutonique (ou intrusive).
La croûte océanique est composée de deux types de roches, le basalte et le gabbro qui ont la même composition minéralogique, feldspath plagioclase et pyroxène. Ils sont issus d’un même magma dit de nature basaltique. Le basalte et le gabbro sont donc des roches magmatiques.
Le gabbro, roche entièrement cristallisée, présente à l’œil nu des cristaux jointifs, sa structure est donc grenue. Une telle structure indique que le gabbro est issu d’un refroidissement lent ; c’est une roche magmatique plutonique (ou intrusive).
Le basalte est une roche qui présente des cristaux de différentes tailles (phénocristaux et microlites) et de la pâte vitreuse (verre). Les cristaux de feldspath plagioclase du basalte sont sous forme de microlites visibles uniquement au microscope optique polarisant : on parle de structure microlitique. Une telle structure indique que le basalte est issu d’un refroidissement rapide ; c’est une roche magmatique volcanique (ou extrusive).
Il existe donc bien un contraste géologique (pétrographique) entre les croûtes continentales et océaniques. Ce contraste pétrographique est à l’origine d’une différence de densité entre la croûte océanique (densité = 2,9) et la croûte continentale (densité=2,7). Cette différence de densité explique en partie la différence d’altitude entre les deux types de croûtes , et donc la distribution bimodale des altitudes.
II. L’apport des études sismologiques à la connaissance du globe terrestre.
Les propriétés des ondes sismiques
Un séisme s’explique par une rupture des roches en profondeur (hypocentre ou foyer sismique) le long d’une faille. L’énergie libérée se propage, à partir du foyer, sous forme de vibrations: les ondes sismiques. La zone en surface située à la verticale du foyer est l’épicentre.
On distingue différents types d’ondes: les ondes de surface (L) et les ondes de volumes (P et S)
Les ondes de volume se propagent un peu comme les rayons lumineux : elles peuvent être réfléchies ou réfractées, c’est-à-dire déviées à chaque changement de milieu, au passage manteau-noyau par exemple. Elles peuvent ainsi suivre des trajets très complexes à l’intérieur de la Terre. Leur temps de parcours dépend de ce trajet, elles n’arrivent pas toutes en même temps au même endroit.
La vitesse des ondes de volume dépend de:
- La température: la vitesse diminue quand la température augmente
- La pression: la vitesse augmente quand la pression augmente (avec la profondeur)
- La densité et l’état des roches: la vitesse augmente quand la densité augmente (avec la profondeur); la vitesse décroît quand les roches sont partiellement fondues.
Le modèle PREM
Le modèle PREM (Preliminary reference Earth model) est basé sur l’évolution de la vitesse des ondes de volume en fonction de la profondeur. Ce modèle met en évidence différentes discontinuités (limites séparant des enveloppes aux propriétés physiques différentes) ce qui permet d’établir la structure interne de la terre en couches (enveloppes) concentriques.
La discontinuité de Moho, mise en évidence par Mohorovicic d’après l’étude du retard des ondes P réfléchies, délimite la croûte du manteau. Cette discontinuité est située à une profondeur de 30 à 75 km sous la croûte continentale, et 6 à 12 km sous la croûte océanique; elle résulte d’une différence pétrographique entre les croûtes (constituées de granites ou de basaltes/gabbros) et le manteau constitué de péridotites.
La LVZ (low velocity zone) située entre 120 et 200 km de profondeur est caractérisée par un ralentissement des ondes sismiques entre la lithosphère (croûte + manteau supérieur lithosphérique) cassante et l’asthénosphère (manteau supérieur asthénosphérique) ductile.
Cette discontinuité sismique est cependant avant tout une discontinuité thermique caractérisée par l’isotherme 1300°C qui induit une discontinuité rhéologique: les péridotites du manteau supérieur lithosphérique ont un comportement cassant car leur température est inférieure à 1300°C tandis que les péridotites asthénosphériques ont un comportement ductile car leur température est supérieure à 1300°C. Cette différence de comportement est à l’origine du ralentissement des ondes sismiques.
Vers 700 km de profondeur une discontinuité caractérisée par une augmentation de la vitesse des ondes due à une réorganisation des minéraux constituant les péridotites, sépare le manteau supérieur du manteau inférieur.
À 2900 km de profondeur, la discontinuité de Gutenberg caractérisée par une disparition des ondes S et par l’absence d’ondes directes dans la zone d’ombre sismique, sépare le manteau inférieur solide du noyau externe constitué de fer liquide.
À 5100 km de profondeur, la discontinuité de Lehmann caractérisée par une augmentation de la vitesse des ondes P, sépare le noyau externe liquide du noyau interne ou graine (constitué de fer) solide.
III. L’apport des études thermiques à la connaissance du globe terrestre.
Le gradient géothermique.
Le gradient géothermique ou géotherme est l’évolution de la température en fonction de la profondeur. Ce gradient est représenté graphiquement “à l’envers” de manière à ce que la profondeur soit en ordonnée (axe vertical ) ce qui est visuellement plus pertinent.
Le gradient géothermique n’est pas régulier à l’intérieur de la terre. Dans la lithosphère et dans la couche D’’ (~ discontinuité de Gutenberg), le gradient géothermique est relativement élevé (la température augmente fortement lorsque la profondeur augmente). Dans l’asthénosphère, le manteau inférieur, et le noyau le gradient géothermique est plus faible (la température augmente peu lorsque la profondeur augmente).
Les modes de transferts de l’énergie thermique.
La conduction est un mode de transfert d’énergie des parties chaudes vers les parties froides sans déplacement de matière (comme on l’observe dans un fluide chauffé par son sommet).
La convection est un transfert d’énergie des parties chaudes, profondes, vers les parties froides de la surface impliquant un déplacement de matière (comme on l’observe dans un fluide chauffé par sa base): La matière située en profondeur, très chaude, et moins dense s’élève. En surface, elle s’étale latéralement et se refroidit. Devenue plus dense, elle redescend et plonge en profondeur. (L’ensemble formant une cellule de convection).
Modélisation de la convection:
La température de surface augmente autant que la température de fond (les 2 droites de régression ont la même pente a = 0,10). Les quantités d’énergie échangées en surface et au fond sont identiques (Q ~ 250 000 J).
L’énergie est efficacement transmise du fond vers la surface par convection. La température varie (augmente) peu lorsque la profondeur varie (augmente): le gradient thermique est faible (0,53 °C/cm)
Modélisation de la conduction:
La température de surface augmente beaucoup (a = 0,1420 ) alors que la température de fond reste constante (a = 0,0023). La quantité d’énergie échangée au fond (Q = 6688 J) est très inférieure à la quantité d’énergie échangée en surface (Q = 321442 J).
L’énergie est très peu efficacement transmise de la surface vers le fond par conduction. Ainsi, la température varie (augmente) beaucoup lorsque la profondeur varie (diminue): le gradient thermique est élevé (8 °C/cm)
Interprétation des variations du gradient géothermique:
Dans la terre, l’énergie thermique est transférée par conduction et ou par convection des parties chaudes profondes vers les parties froides en surface.
Dans la lithosphère (rigide et cassante) le gradient géothermique est relativement élevé; cela traduit un transfert d’énergie peu efficace, par conduction.
Dans l’asthénosphère et le manteau inférieur (ductile et plastique), le gradient géothermique est faible; cela traduit un transfert d’énergie efficace, par convection (à l’état solide).
Des hétérogénéités thermiques au sein du manteau.
La tomographie sismique (estimation des anomalies thermiques déduites des anomalies de vitesse des ondes par rapport au modèle PREM) met en évidence des cellules de convection au sein du manteau (manteau supérieur asthénosphèrique et manteau inférieur) caractérisées par des mouvements chauds ascendants et des mouvements froids descendants.