Retour à Partie 3 : La dynamique interne de la Terre

Chapitre 1 – La structure du globe terrestre

Aujourd’hui, les géologues peuvent proposer un modèle de la Terre révélant à la fois son organisation en surface mais aussi ses structures profondes.

Comment un tel modèle a-t-il pu être établi, en particulier pour les enveloppes les plus profondes du globe terrestre alors même que les forages les plus profonds n’ont pas atteint 12 km sur les 6378 km que constitue le rayon terrestre ?

I. Le contraste entre domaine continental et domaine océanique

La surface de la Terre est marquée par un contraste géologique entre les régions océaniques – qui représentent environ 70 % de la surface terrestre et les régions continentales (30 % de la surface terrestre) (diapo 2). Ces caractéristiques reposent essentiellement sur des observations de surface.

Ce contraste s’explique par l’existence de deux types de croûte terrestre (croûte : enveloppe la plus superficielle du globe) : la croûte océanique, présente dans les régions immergées et la croûte continentale, présente au niveau des continents (la partie périphérique de la croûte continentale, située sur les bords des océans, est également immergée).

Le contraste entre le domaine continental et le domaine océanique est observable à différents niveaux  (diapo 3). :

a. au niveau de l’altitude : l’altitude moyenne des domaines continentaux est de 840 mètres alors que celle des domaines océaniques est de -3800 mètres (pour information : altitude maximale en domaine continental : Mont Everet 8848 mètres – profondeur maximale en domaine océanique : Fosse des Mariannes -10971 mètres).

b. au niveau des roches :

les roches de la croûte continentale présentent une importante diversité avec des roches magmatiques (ex : granite), des roches métamorphiques (ex : gneiss) et des roches sédimentaires (ex : calcaires, grès …). Malgré cette diversité, la composition moyenne de la croûte continentale est proche de celle d’un granite tout comme sa densité qui est de 2,6 environ.

les roches de la croûte océanique présentent une forte homogénéité : ce sont des roches magmatiques avec en surface des basaltes (roches magmatiques volcaniques) qui recouvrent des gabbros (roches magmatiques plutoniques). Cet ensemble est généralement recouvert d’une couche de sédiments. La densité des roches de la croûte océanique est d’environ 2,9.

c. au niveau de son âge (diapo 4).  : l’âge moyen des roches de la croûte continentale est plus élevé que celui des roches de la croûte océanique. En effet, on peut trouver des roches très anciennes dans la croûte continentale (certaines sont datées de plus de 4 milliards d’années) alors que les roches de la croûte océanique ne dépassent pas 200 Ma.

II. La structure profonde de la Terre

L’étude de la structure profonde du globe repose sur l’exploitation de différentes données en particulier les données sismiques.

A. L’origine et les propriétés des ondes sismiques

Soumises à des contraintes, des roches peuvent se fracturer brutalement : à cet instant, une grande quantité d’énergie est libérée et se propage, dans toutes les directions, sous la forme d’ondes sismiques. Le site de la rupture brutale des roches est appelé foyer sismique.

Différents types d’ondes se propagent, parmi lesquelles :

– les ondes P (ondes premières) : ce sont les plus rapides et sont donc les 1ères à parvenir en surface. Elles se propagent dans tous les milieux, solides et liquides.

– les ondes S (ondes secondes) : ce sont les 2des à parvenir en surface. Elles ne se propagent que dans les solides. Elles sont beaucoup plus destructrices que les ondes P.

La vitesse des ondes augmente avec la densité des matériaux et donc diminue avec leur température (puisque la densité d’un matériau diminue si sa température augmente).

Lorsque des ondes parviennent à l’interface de deux milieux différents, une partie des ondes est réfléchie et l’autre partie est réfractée (les ondes pénètrent alors dans le 2d milieu avec une trajectoire déviée).

B. L’exploitation de la propagation des ondes sismiques a permis de concevoir un modèle de la structure du globe

L’analyse des sismogrammes, qui sont les enregistrements des séismes, permet de déterminer la vitesse de propagation des ondes sismiques et leur trajectoire. Grâce à de telles analyses, les géologues ont montré :

– que la densité de la Terre augmentait avec la profondeur,

– qu’il existait, en profondeur, des surface de discontinuités, matérialisant des limites entre deux enveloppes différentes (exemple : discontinuité du Moho séparant la croûte du manteau),

– qu’il existait des zones plus chaudes se traduisant par un ralentissement de la vitesse de propagation des ondes sismiques (exemple : la LVZ),

– qu’il existait une enveloppe liquide empêchant la propagation des ondes S (exemple : noyau externe).

En utilisant ces différentes données, les géologues ont pu élaborer un modèle de la structure interne de la Terre, appelé modèle PREM (Preliminary Reference Earth Model) établi à partir des variations de la vitesse de propagation des ondes sismiques. Selon ce modèle, la Terre est constituée d’une succession d’enveloppes concentriques hétérogènes, qui se distinguent par leur composition et/ou l’état plus ou moins rigide des roches qui composent ces enveloppes :

– une croûte : de type continental (épaisseur moyenne de 30 km mais pouvant varier de 0 à 90 km) ou océanique (épaisseur moyenne de 7 km). Sa limite inférieure est la discontinuité du Moho correspondant à un changement de roches entre celles de la croûte et celles du manteau.

un manteau, constitué essentiellement d’une roche, la péridotite dont les deux minéraux principaux sont l’olivine et les pyroxènes. Cette couche est subdivisée en plusieurs enveloppes :

a. le manteau lithosphérique, rigide et constituant l’enveloppe profonde de la lithosphère. La limite inférieure de la lithosphère est définie par la température de 1300°C (on parle d’isotherme 1300°C pour qualifier cette discontinuité). La lithosphère a une épaisseur moyenne de 100 km.

b. l’asthénosphère, dont la couche supérieure est appelée LVZ, se caractérise par une structure davantage déformable, donc moins cassante que la lithosphère.

c. le manteau inférieur

– un noyau, subdivisé en un noyau externe liquide et un noyau interne (ou graine) solide.

C. Le modèle thermique de la Terre

La Terre produisant de la chaleur, la température interne de la Terre croît avec la profondeur. La variation de la température en fonction de la profondeur, appelée gradient géothermique, a une valeur d’environ 30°C / km dans la croûte continentale. Toutefois, il n’est pas possible d’établir un profil régulier de l’évolution de la température interne car il existe deux modes différents de transfert d’énergie :

transfert par conduction : il y a transfert d’énergie sans mouvement de matière, ce qui en fait un mécanisme de transfert d’énergie peu efficace.

– transfert par convection : il y a transfert d’énergie avec mouvement de matière, ce qui est un mécanisme très efficace pour transférer de l’énergie.

Selon les enveloppes terrestres et les mouvements de matière qui peuvent ou non les affecter, les modes de transfert d’énergie sont différents :

– dans la lithosphère, le transfert d’énergie se réalise essentiellement par conduction car c’est une enveloppe très rigide dans laquelle il n’y a pas de déplacement de matière. Ainsi, la chaleur est peu transférée de la base de la lithosphère (chaude) au sommet de la lithosphère : cela se traduit donc par une différence importante de température entre la base de la lithosphère et le sommet.

– dans le manteau et le noyau externe, le transfert d’énergie se réalise essentiellement par convection car ce sont des enveloppes déformables dans laquelle il peut y avoir déplacement de matière. Ainsi, la chaleur est facilement transférée de la base de l’enveloppe (chaude) au sommet de cette même enveloppe: cela se traduit donc par une plus faible différence de température entre la base et le sommet du manteau ou du noyau.

Le modèle thermique de la Terre confirme donc le modèle de la structure interne du globe établi à partir des données sismiques (modèle PREM).

Le modèle thermique de la Terre présente quelques situations locales particulières et non conformes avec le modèle général, en particulier quelques phénomènes de convection dans la lithosphère. Ces situations sont révélées par des anomalies de la vitesse de propagation des ondes sismiques :

dans les zones de magmatisme (dorsales, points chauds, volcanisme de subduction), il existe un flux de chaleur particulièrement élevé correspondant à la présence de magma chaud associé à un courant ascendant de matière chaude. Ce phénomène de convection est révélé par une vitesse de propagation des ondes sismiques anormalement basse (une faible vitesse de propagation des ondes sismiques s’explique par une densité plus faible des roches, pouvant s’expliquer par une température des roches plus élevée).

dans les zones de subduction, il existe une anomalie thermique négative, révélée par une vitesse des propagation des ondes sismiques anormalement élevée, correspondant à l’enfoncement de la lithosphère froide (car âgée, donc refroidie) dans le manteau.

Fiche descriptive des grands types de roches

Modélisation Zone d’ombre

Vidéo : expérience conduction – convection