A. Des contrastes entre les continents et les océans
L'existence d'une courbe bimodale (avec deux maximums) des profondeurs et des altitudes permet d'affirmer qu'il existe une différence de nature entre la croûte continentale et la croûte océanique.
Un planisphère des surfaces montre la différence d'aspect entre le domaine océanique et le domaine continental. Cette différence d'aspect s'explique par une géologie très différente.
La nature de la croûte terrestre n’est pas homogène. La nature de la croûte continentale est différente de celle de la croûte océanique.
A des zones de hauts reliefs positifs comme les sommets des chaînes de montagne situées dans le domaine continental correspondent des zones de forts reliefs négatifs comme les fosses situées dans le domaine océanique.
La géologie de la croûte continentale est plus complexe que celle de la croûte océanique
Un regard sur la carte géologique de la France
Une carte géologique ne donne des informations que pour l’affleurement des roches (surface). Elle ne nous dit rien de ce qui se passe dessous.
Pour la France, on constate que l’essentiel des massifs montagneux sont constituées de roches magmatiques et que les bassins sont recouverts de roches sédimentaires.
Dans le Massif Central, on peut observer des champs de roches magmatiques éruptives, résultats de l’activité de nombreux volcans.
Les géologues considèrent qu’il s’agit d’un volcanisme actuel dont l’activité n’est pas achevée.
Etude de la croûte terrestre profonde
Nous avons vu que les cartes géologiques ne rendaient compte que de la géologie superficielle. Pour connaître la structure plus profonde des croûtes continentales et océaniques, on peut faire des sondages et obtenir des carottes de roches. On peut ainsi les déterminer et obtenir des informations sur la composition chimique des croûtes. Le plus profond est le sondage sg3 effectué dans la péninsule de Kola par les soviétiques. Il s’est arrêté en 1989, faute de moyens, à 12 262 mètres.
Depuis 2016, l’IODP (International Ocean Discovery Program) effectue des sondages dans la croûte de l’Océan Indien afin de traverser ladite croûte au delà de 5000 mètres.
Structure comparée des croûtes continentales et océaniques
Comparaison de la composition chimique des deux croûtes
Si on fait abstraction de la couverture sédimentaire, on constate que la croûte continentale est essentiellement granitique (le gneiss est une roche dérivée du granite par augmentation de pression) alors que la croûte océanique est constituée de deux roches, le basalte et le gabbro. Ce sont trois roches magmatiques.
Densité du basalte : entre 1,9 et 3
Densité du gabbro : environ 3
Densité du granite : environ 2,7
Caractéristiques minéralogiques des roches de la croûte terrestre
Pour commencer, il faut toujours observer à l’œil nu ou à la loupe à main un échantillon de la roche étudiée. On peut ainsi déterminer sa couleur dominante et sa texture.
La texture correspond à la présence ou non de minéraux visibles à l’œil nu. Elle permet de connaître le mode de refroidissement de la roche
— Une texture microlithique correspond à un refroidissement rapide du magma, donc à une arrivée en surface de celui-ci. La cristallisation est très faible et les micro-cristaux baignent dans un verre. On a donc à faire à une roche magmatique éruptive ou volcanique
— Une texture grenue correspond à un refroidissement lent du magma. Ce refroidissement se passe en profondeur. La roche est entièrement cristallisée. C’est une roche magmatique plutonique. Lorsque les cristaux sont visibles à l’œil nu (ordre du centimètre), on parle de phénocristaux.
— Une roche de couleur claire se caractérise par sa richesse en silice (SiO2).
— Une roche de couleur sombre est pauvre en silice.
Le granite est une roche magmatique plutonique riche en silice
Le gabbro est une roche magmatique plutonique pauvre en silice
Le basalte est une roche magmatique éruptive pauvre en silice
La suite de l’observation se fait sur des lames minces de roches
Celles-ci s’observent au microscope toujours au faible grossissement (x 40
Il existe trois types de lumière utilisées pour l’étude d’une lame mince :
— la lumière naturelle (LN)
— la lumière polarisée non analysée (LPNA). Un polariseur est installé entre la lampe et l’échantillon
— la lumière polarisée analysée (LPA). Un second polariseur appelé analyseur est installé entre la lame et le système optique du microscope.
Lame de granite en LPA. Entièrement cristallisé
Lame de gabbro en LPA. Entièrement cristallisé
Lame de basalte en LPA. Quelques cristaux sont dans un verre non cristallisé
B. Les apports des études sismologiques sur la connaissance du globe terrestre
Qu’est ce qu’un séisme ?
Un séisme résulte de la libération brutale d’énergie lors de rupture de roches soumises à des contraintes.
Cette libération d’énergie peut être considérable. L’échelle de Richter est une échelle de magnitude qui se fonde sur la quantité d’énergie libérée au moment de la rupture.
Le point ou commence la rupture est le foyer ou hypocentre. Il peut se situer de 1 à 700 kilomètres de profondeur. Le point de surface le plus proche du foyer est l’épicentre.
Les ondes sismiques
De la même façon qu’un caillou qui tombe dans l’eau engendre des ondes, lors d’un séisme, à partir du foyer des trains d’ondes de développent.
On distingue les ondes de profondeur et les ondes de surfaces.
Les ondes de profondeur. Elles sont les plus intéressantes pour la connaissance du globe. Elles sont de deux types :
— les ondes P ou primaires, les plus rapides qui sont des ondes de dilatation/compression
Les ondes de surface. Ce sont elles qui produisent le plus de dégâts lors d’un séisme. Elles ne sont pas utilisables pour la connaissance de la structure du globe.
Le premier sismogramme est enregistré à Potsdam en 1887. La sismologie est née et va donner des résultats très rapidement.
En 1909, le croate Andrija Mohorovicic analyse les sismogrammes d’un séisme qui s’est produit à Zagreb. Il constate l’existence de deux trains d’ondes P correspondant au même séisme.
Les ondes sismiques se comportent comme les ondes lumineuses et Mohorovicic applique donc les lois de Snell-Descartes et considère que les deux trains d’ondes correspondent a un train direct et un train réfléchi.
Cela implique qu’il existe une zone de changement de matériau (discontinuité en géologie) sur laquelle les ondes sismiques sont réfractées et réfléchies
En hommage au scientifique, on a nommé discontinuité de Mohorovicic, ou Moho, cette zone qui délimite le passage de la croûte au manteau.
Le même principe de réflexion-réfraction des ondes sismiques a été utilisé pour les zones plus profondes. L’existence d’une zone d’ombre (il n’y a pas d’ondes P ou S dans les stations qui se situent dans cette zone), a permis de définir la discontinuité de Gutenberg-Wiechert à 2900 km de profondeur.
Le modèle PREM
En réunissant les différentes informations concernant la vitesse des ondes P et S provenant de l’analyse de différents séismes, les géophysiciens ont élaboré un modèle de l’intérieur du globe appelé PREM (Preliminary Reference Earth Model).
Il permet de mettre en évidence 3 discontinuités séparant des milieux de nature et/ou d’état différents, le Moho, la discontinuité de Gutenberg-Wiechert et la discontinuité de Lehmann.
L’absence de propagation des ondes S dans le noyau externe laisse supposer qu’il serait de nature liquide ou du moins très ductile. La réapparition de quelques ondes S dans le noyau interne permet de penser que celui-ci serait de nature solide.
La zone située sous le Moho montre des variations assez complexes de la vitesse des ondes. On parle de zone de transition. Son existence et son fonctionnement seront abordés plus loin.
Les roches du manteau
Le manteau est essentiellement constitué d’une roche plutonique qui s’appelle la péridotite.
Le minéral qui la constitue à plus de 80 % est l’olivine qui est de couleur verte en LN. En LPA, l’olivine apparaît comme un minéral de couleur très intense qui va du bleu au rouge.
On trouve souvent dans la péridotite du pyroxène.
Plus on s’enfonce dans le manteau et plus la pression augmente. La structure cristalline des minéraux en est donc profondément transformée
Echantillon de péridotite
Lame mince de péridotite en LPA
C. L’apport des études thermiques à la connaissance du globe terrestre
Observation directe
La mine la plus profonde du monde est la mine d’or de Tau Tona en Afrique du sud.
Son point le plus bas est à 3900 mètres de profondeur et il faut 1 heure pour y descendre en ascenseur.
La température atteint près de 60°C. Un système de climatisation et d’aération est donc obligatoire. Malgré ces équipements, on compte en moyenne, 5 morts par an.
Cette constatation empirique a permis d’affirmer que la température augmente avec la profondeur. Au XIXème siècle, on a défini le gradient géothermique et on l’a estimer à 3°C pour 100 mètres de profondeur.
En appliquant ce principe sur une profondeur de 6350 km (rayon terrestre), on aboutissait à une température de 190 500 °C au centre du globe.
Le modèle PREM suppose que le noyau interne est de nature solide, ce qui est incompatible avec une température de 200 000 °C.
Il faut donc supposer que le gradient géothermique n’est pas le même dans tout le globe et qu’il est plus faible lorsqu’on s’enfonce dans celui-ci.
Des expérimentations en laboratoire concernant les différents matériaux du globe, ont permis d’établir un graphe des gradients géothermiques dans les enveloppes du globe.
Les transferts thermiques
On peut constater que le gradient géothermique est le même entre 0 et 150 km de profondeur alors que le Moho est en moyenne à 30 km de profondeur en milieu continental. Cela signifie que cette zone de 150 km de profondeur présente une unité fonctionnelle. On l’appelle la lithosphère.
Les enveloppes de la Terre sont de nature liquide ou solide. Il existe 2 modes de transferts thermiques :
— la conduction dans les milieux solides qui se fait sans déplacement de matière
— la convection dans les milieux fluides qui se fait avec déplacement de matière.
Les apports de la tomographie sismique
Le modèle PREM suppose que le milieu de chaque enveloppe du globe est homogène du point vu du matériau.
L’étude des gradients géothermiques nous a montré que la température augmente progressivement dans chaque enveloppe.
Afin de vérifier ces modèles, la tomographie sismique permet d’interpréter les variations de vitesse des ondes en variations de température.
En effet, plus un matériau est ductile, plus la vitesse des ondes est faible. Si on relie ces variations de ductilité à des variations de température on peut se faire une idée des l’hétérogénéité des températures dans les enveloppes et plus particulièrement le manteau.
On appelle anomalie négative, une vitesse inférieure à la vitesse théorique calculée et anomalie positive, une vitesse supérieure à la vitesse théorique calculée.
Planisphère des anomalies de vitesse des ondes en tomographie sismique
Coupe et tomographie sismique au niveau de l’île de Honshu (Japon)
Le flux géothermique
Le flux géothermique correspond à la quantité d’énergie thermique dissipée par le globe par unité de surface. Il s’exprime en mW.m2.
En observant les cartes des flux géothermiques mesurés à la surface, on constate qu’ils sont très inégaux. Cela signifie que certaines zones de la planète libèrent davantage d’énergie que d’autres.
Ces zones de fort flux géothermiques correspondent aux zones marquées par une forte activité magmatique.
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