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Composition interne de la Terre

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> Composition interne de la Terre

-L'observation directe du globe est limitée.

Les plus profonds sondages ne dépassent pas une dizaine de kilomètres alors que le rayon terrestre avoisine 6 370 km. Il faut donc avoir recours à des méthodes indirectes pour connaître la structure et la composition de l'intérieur de la Terre. Les géologues utilisent des méthodes physiques comme la sismologie, qui est l'étude de la propagation des ondes sismiques.

-Les ondes sismiques permettent d'ausculter l'intérieur du globe.

Un séisme correspond à un ébranlement brutal du sol provoqué en profondeur par le mouvement relatif et brusque de deux compartiments. Ceci implique une libération brutale de l'énergie accumulée, sous forme de chaleur et surtout d'ondes sismiques qui se propagent dans toutes les directions de l'espace. Certaines ondes sismiques traversent l'intérieur du globe et donnent ainsi des informations sur ses structures profondes ; elles sont reçues par des sismographes qui enregistrent les vibrations du sol. Une station sismique possède trois sismographes : deux qui enregistrent les mouvements horizontaux (l'un est orienté Nord-Sud et l'autre Est-Ouest) et un qui enregistre les mouvements verticaux. L'analyse d'un sismogramme montre trois types d'ondes :

-Les ondes P (Premières), ondes premières, sont de plus faible amplitude. Ce sont des ondes longitudinales ou de compression-décompression. Elles se propagent dans tous les milieux.



-Les ondes S (Secondes), ondes secondes, sont des ondes transversales ou de cisaillement. Elles ont la particularité de ne pas traverser les liquides.



-Les ondes L (Love) sont tardives et de forte amplitude. Elles sont à l'origine des principaux dégâts et ne se déplacent que dans les couches superficielles du globe.



L'analyse des temps d'arrivée des ondes P et S à des stations situées à diverses distances de l'épicentre d'un séisme montre qu'elles arrivent aux stations éloignées plus rapidement que si leur vitesse de propagation était constante. Or ces ondes se propagent dans la profondeur du Globe et non en surface comme les ondes L. Les rais sismiques (analogie avec les rayons lumineux) atteignant les stations éloignées ont parcouru des profondeurs plus grandes que ceux arrivant aux stations proches de l'épicentre. En conséquence, on peut dire que la vitesse de propagation des ondes P et S augmente avec la profondeur et que la Terre n'est pas homogène. La vitesse de propagation des ondes sismiques augmente avec la densité des matériaux dans lesquels elles se propagent. On peut supposer que la densité s'accroît avec la profondeur... En appliquant les lois de l'optique à la propagation des rais sismiques, on saisit que leur trajectoire n'est pas droite mais courbe.



Les ondes P ne sont pas reçues aux stations situées entre 11 500 km et 14 500 km de l'épicentre d'un séisme, soit entre 103° et 142° de distance angulaire. On parle de zone d'ombre. Pour les ondes S, la zone d'ombre est plus importante car elles ne sont pas enregistrées au-delà de 103°. Ces zones d'ombre ne s'expliquent pas avec un modèle de la Terre dont la densité ne fait qu'augmenter régulièrement avec la profondeur.



Il faut imaginer la présence en profondeur d'une discontinuité importante séparant deux milieux dont les propriétés sont très différentes. À la traversée de cette discontinuité, les rais sismiques doivent subir une réfraction importante, à l'origine de la non-réception des ondes P entre 103° et 142°. Cette déviation des rais sismiques à la discontinuité implique une chute de la vitesse de propagation des ondes. Les ondes S, ondes transversales, ne se propagent pas dans les milieux liquides. Leur disparition, au-delà de 103°, indique qu'au niveau de cette discontinuité, on passe d'un milieu solide à un milieu liquide. Ainsi, la zone d'ombre révèle l'existence de deux enveloppes terrestres très différentes : le noyau et le manteau.

L'analyse des temps d'arrivée des ondes P et S à des stations situées à diverses distances de l'épicentre d'un séisme montre qu'elles arrivent aux stations éloignées plus rapidement que si leur vitesse de propagation était constante. Or ces ondes se propagent dans la profondeur du globe et non en surface comme les ondes L. Les rais sismiques (analogie avec les rayons lumineux) atteignant les stations éloignées ont parcouru des profondeurs plus grandes que ceux arrivant aux stations proches de l'épicentre. En conséquence, on peut dire que la vitesse de propagation des ondes P et S augmente avec la profondeur et que la Terre n'est pas homogène. La vitesse de propagation des ondes sismiques augmente avec la densité des matériaux dans lesquels elles se propagent. On peut supposer que la densité s'accroît avec la profondeur... En appliquant les lois de l'optique à la propagation des rais sismiques, on saisit que leur trajectoire n'est pas droite mais courbe.

Les ondes P ne sont pas reçues aux stations situées entre 11 500 km et 14 500 km de l'épicentre d'un séisme, soit entre 103° et 142° de distance angulaire. On parle de zone d'ombre. Pour les ondes S, la zone d'ombre est plus importante car elles ne sont pas enregistrées au-delà de 103°. Ces zones d'ombre ne s'expliquent pas avec un modèle de Terre dont la densité ne fait qu'augmenter régulièrement avec la profondeur. Il faut imaginer la présence en profondeur d'une discontinuité importante séparant deux milieux dont les propriétés sont très différentes. À la traversée de cette discontinuité, les rais sismiques doivent subir une réfraction importante, à l'origine de la non-réception des ondes P entre 103° et 142°. Cette déviation des rais sismiques à la discontinuité implique une chute de la vitesse de propagation des ondes. Les ondes S, ondes transversales, ne se propagent pas dans les milieux liquides. Leur disparition, au-delà de 103°, indique qu'au niveau de cette discontinuité, on passe d'un milieu solide à un milieu liquide. Ainsi, la zone d'ombre révèle l'existence de deux enveloppes terrestres très différentes : le noyau et le manteau.

Un modèle sismologique du globe.

A partir du traitement mathématique des temps de trajet des ondes sismiques enregistrées à des stations réparties sur le globe en réseaux, les géophysiciens ont déterminé le profil des vitesses des ondes P et S en fonction de la profondeur. Ce profil aboutit à un modèle sismologique du globe caractérisé par l'existence d'enveloppes concentriques séparées les unes des autres par des discontinuités.

L'enveloppe la plus externe et de loin la moins épaisse est la croûte (continentale et océanique). Elle est séparée du manteau par une discontinuité appelée Moho (discontinuité de Mohorovicic) située en moyenne à 30 km sous les continents et à 6 km sous les océans. Au franchissement de Moho, la vitesse des ondes sismiques augmente brusquement : celle des ondes P passe de 7 à 8 km. S-l.

Le manteau est l'enveloppe s'étendant de Moho jusqu'à une profondeur de 2 900 km. La vitesse de propagation des ondes augmente plus ou moins régulièrement avec une exception importante toutefois : entre 100 km et 250-300 km de profondeur en moyenne, il y a une diminution de vitesse des ondes P et encore plus des ondes S ; c'est la couche à moindre vitesse.

Les géophysiciens ont l'habitude de distinguer le manteau supérieur (du Moho jusqu'à 670 km) et le manteau inférieur (de 670 à 2900 km) ; la discontinuité située à 670 km est marquée par une augmentation de vitesse des ondes P et S de l'ordre de 0,3 à 0,5 km. S-l.

La discontinuité de 2 900 km (discontinuité de Gutenberg) ou frontière noyau-manteau est une discontinuité majeure de la Terre, interface entre un milieu solide, le manteau, et un milieu liquide, plus dense, le noyau. Toutefois, le noyau n'est pas liquide dans sa totalité : la partie centrale du noyau, ou graine, est solide et s'étend depuis la profondeur de 5 150 km (discontinuité de Lehmann) jusqu'au centre de la Terre.



La reconnaissance d'une zone à moindre vitesse dans le manteau supérieur a conduit les géophysiciens à établir une subdivision fondamentale vis-à-vis de la dynamique du globe : la distinction lithosphère - asthénosphère. La vitesse de propagation des ondes augmente avec la densité et, à densité égale, diminue si la rigidité des roches est moins grande. La zone à moindre vitesse est interprétée comme une région du manteau moins rigide. La lithosphère formée par la croûte et la partie superficielle du manteau supérieur (jusqu'à la zone à moindre vitesse) est rigide, susceptible de se rompre lorsqu'elle est soumise à des contraintes. L'asthénosphère située en dessous est moins rigide, plus visqueuse, et ne répond pas à des contraintes en se cassant, mais en se déformant de manière irréversible. Les ruptures à l'origine de séismes ont toujours lieu dans la lithosphère, jamais dans l'asthénosphère. Bien que la diminution de rigidité soit surtout nette au niveau de la zone à moindre vitesse, beaucoup de géologues considèrent que l'asthénosphère s'étend jusqu'au manteau inférieur (670 km).

Un modèle minéralogique du globe.

Le modèle sismologique identifie les grandes enveloppes du globe. Il s'agit de l'enrichir en précisant la nature des roches constituant ces enveloppes et leur composition chimique. Nous connaissons déjà les constituants des croûtes ; il reste à préciser ceux du manteau et du noyau.

-Les roches du manteau.

Dans les basaltes, résultant du refroidissement des laves émises en surface par les volcans, on trouve parfois des enclaves, des nodules de péridotite. Cette [[rocheØØ, non présente dans les croûtes, provient nécessairement du manteau : elle a été amenée en surface par le magma basaltique lors de sa montée. EIle est constituée essentiellement de minéraux ferromagnésiens : olivine en majorité, pyroxènes et accessoirement (moins de 10 %) d'un minéral alumineux (souvent le grenat). Par rapport à un gabbro de croûte océanique, elle est beaucoup plus riche en olivine et moins riche en feldspaths. Cette observation suggère que le manteau pourrait être de nature péridotitique. Aux températures et pressions estimées entre 100 et 300 km, la péridotite est proche d'un début de fusion, ce qui rend compte de la zone à moindre vitesse, l'asthénosphère. La limite lithosphère-asthénosphère n'est pas chimique mais physique, elle correspond à deux états de la péridotite : très rigide pour la lithosphère, moins rigide pour l'asthénosphère. La limite croûte-manteau est chimique...

-La composition du noyau

La densité moyenne de la Terre est de 5,5 ; celles des croûtes continentale et océanique respectivement de 2,7 et de 2,9 ; celle du manteau en moyenne de 4,5. Cela conduit à penser que la densité du noyau doit être nettement supérieure à 5-6. Par le calcul, on arrive à une densité de l'ordre de 12, voisine de celle du fer. L'idée que le noyau est constitué de fer métallique est confirmée par les météorites. Ces pierres tombées du ciel sont dans leur grande majorité des fragments d'objets rocheux du système solaire, les astéroïdes, compris entre les planètes Mars et Jupiter. Tous les objets rocheux du système solaire s'étant formés à partir des mêmes matériaux au cours de la formation du système solaire, l'analyse des météorites peut renseigner sur la composition interne des planètes. La grande majorité des météorites (85 %) sont des chondrites formées par un assemblage de silicates ferromagnésiens (olivine, pyroxène) et de fer métallique. Des analyses plus complexes indiquent que le noyau serait constitué d'un alliage fer-nickel.

--Pegasus 28 mai 2007 à 15:50 (CEST)


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