Chapitre 4 : Formes et visage de la Terre : initiation à

Chapitre 4 :
Formes et visage de la Terre : initiation à la géodésie et à
l’isostasie
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Chap. 4: Formes et visage de la Terre : initiation à la géodésie et à
l’isostasie
Questions choisies :
-
Quels sont les éléments structuraux des continents et des océans ?
Quelle est la différence entre la gravité et la pesanteur ?
Qu’est ce qu’est l’ellipsoïde de référence, et quelle est la différence avec le géoïde ?
Comment mesure t’on les anomalies de gravité ? Et à quoi ça sert ?
Plan :
4.1. Relief et forme de la Terre
4.1.1 Continents et océans : distribution et caractéristiques
4.1.2 Gravité et forme de la Terre
4.2. Le géoïde : une visualisation des variations de la gravité terrestre (la répartition hétérogène de la matière à
l’intérieur de la Terre)
4.2.1 Définitions
4.2.2 Ondulations du géoïde
4.2.3 Comment mesure t’on les anomalies de gravité
4.2.4 Corrections des anomalies de gravité
4.3. Mouvements verticaux de la lithosphère
4.3.1 Notion d’isostasie et modèles associés (TD n°4 – séance de TD n°5)
4.3.2 Exemples d’anomalies importantes de gravité
4.3.3 Compensation isostatique en cours : le rebond postglaciaire
Ce qu’il faut connaitre
4.1. Relief et forme de la Terre
4.1.1 Continents et océans : distribution et caractéristiques
- Rappel sur la planète : les océans couvrent environ 71 % de la surface terrestre et les continents 29 %, avec une
répartition très inégale : 65 % des terres émergées sont situées dans l’hémisphère Nord.
Fig. 4.1 : Topographie et bathymétrie mondiale. Web : http://planet-terre.ens-lyon.fr
- Eléments structuraux des continents :
(a) Les boucliers : vastes régions plates constituées
d’affleurements de vieilles roches déformées (âges typiques
archéenne et protérozoïque), stables, et formant l’ossature des
continents. Région de faible relief (quelques centaines de mètres
au dessus du niveau de la mer). Exemple : bouclier précambrien
canadien.
(b) Les plates formes stables : bouclier recouvert de
séries sédimentaires au paléozoïque (entre 600 et 200 Ma)
n’ayant subi aucune déformation importante. Exemple : plateforme stable entre Appalaches et les Rocheuses.
(c) Les chaînes de montagnes et zones actives en
expansion :
- chaînes de montagnes sont des régions déformées
non encore démantelées par l’érosion. Exemples : Appalaches et
les Rocheuses.
- zones actives en expansion sont des fossés
d’effondrement ou « graben » : ce sont les rifts continentaux.
Exemple : rift Est-Africain, graben du Rhin, rift de la mer Rouge
(plus actif).
Fig. 4.2 : Exemple de structure d’un continent (Canada)
(web : geologues-prospecteurs.fr)
- Eléments structuraux des océans :
Topographie très importante due à un volcanisme actif, avec une
croute océanique très différente de la croute continentale
notamment car constituées de roches toujours très jeunes (200 Ma
maximum) et non déformées.
Fig. 4.3 : Cas d’une marge active (Ex : Andes –
Pacifique)
(web : geologues-prospecteurs.fr)
(a) Dorsale océanique : chaîne de relief sous-marin de 1
000 à 3 000 km de large sur quelque 60 000 km de long parcourant
le bassin arctique, l’Atlantique, l’océan indien jusqu’au Pacifique
Sud. Sommet le plus élevé à 3 000 m. Correspond à une frontière
divergente entre deux plaques lithosphériques avec une activité
sismique et thermique intense.
(b) Plaine abyssale : entre la dorsale et le pied du talus
continental. Profondeur moyenne de 4 000 m, généralement assez
plate, sauf en cas de volcans sous marins dont certains peuvent être
émergés (ex : Hawaï).
(c) Les fossés océaniques (cas des marges actives) :
basses zones de la surface terrestre (ex : 11 000 sous le niveau de la
mer dans le cas de la fosse des Mariannes) - adjacent aux chaines
de montagnes des bordures continentales (Andes : cas de la figure)
et transition vers la marge continentale.
Dorsale océanique
Plaine abyssale
- Eléments structuraux des océans (suite) :
(d) La marge continentale : zone de transition
entre croute continentale et croute océanique.
Dans le cas d’une marge passive, la marge continentale
comporte :
- le plateau continental : partie du continent
immergé qui s’étend au large (20 à 40 km au
large).
- le talus continental : entre le plateau continental
et le bassin océanique. Généralement, la limite
entre
croute
océanique
et
croute
continentale est marquée par le sommet
du talus.
- le glacis continental : limite entre talus et plaine
abyssale.
Fig. 4.4 : Cas d’une marge passive (Ex : Atlantique –
Bretagne)
(Web : Source Planète-Terre / Pierre-André Bourque )
- Résumé des surfaces terrestres :
Deux grandes types de surfaces terrestres :
- les océans avec une profondeur moyenne de 3 8000 m
- les continents avec une altitude moyenne de 840 m
Mais avec de larges variations :
- Sommet le plus élevé sur les continents : 8 840 m par
rapport au niveau de la mer (Everest)
- Océan le plus profond : 11 800 (fosse des Mariannes)
Fig. 4.5 : Répartition des reliefs terrestres
(Eléments de géologie, Renard et al., Ed. Dunod)
4.1.2 Gravité et forme de la Terre
Définition : - La gravimétrie a pour objet la mesure de l’intensité de la pesanteur
On appelle pesanteur l’attraction de tout corps par la Terre. L’intensité de la pesanteur est notée g, et a les dimensions
d’une accélération (m/s2 ; souvenir du lycée!).
La pesanteur est une force qui est la somme essentiellement de 2 composantes : la gravité dont la direction est le
centre de la Terre, corrigée de la composante radiale de la force centrifuge due à la rotation de la Terre.
A
Fig. 4.6 : Gravité (A) : attraction de deux
masses selon Newton – (B) La gravité (g) et
la composante radiale de la force centrifuge
en un point (0,3 % de la gravité).
(Eléments de géologie, Renard et al., Ed. Dunod ;
Géosciences, Robert et Bousquet, Ed. Belin)
B
Force centrifuge nulle
au pôle et maximum à
l’équateur
La Terre n’est pas une sphère parfaite due à sa rotation : c’est un ellipsoïde aplati avec un facteur d’aplatissement = 1/298.
(Rayon au pôle = 6 356 km ; Rayon à l’équateur = 6 378 km ; la différence de rayon est de 21 km).
Fig. 4.7 : Sphère et ellipsoïde de
référence.
(Géosciences, Robert et Bousquet, Ed. Belin)
- Etant donné que la Terre a une forme aplatie, la valeur théorique de la gravité (gl) sur l’ellipsoïde de
référence en rotation a été déterminée mathématiquement, et ne dépend que de la latitude l du lieu :
gl=ge(1+5,3024.10-3sin2(l) -5,87.10-6sin2(2l)
PAS A APPRENDRE PAR CŒUR!! avec ge la valeur de la gravité à l’équateur (9,780 m2/s ; vu au
lycée).
4.2. Le géoïde : une visualisation des variations de la gravité terrestre (la répartition hétérogène de la matière à l’intérieur
de la Terre)
4.2.1 Définitions
- La verticale est donnée en tout point du globe par la direction du fil à plomb (donc par la direction locale de la
pesanteur). Les différentes verticales ne sont pas toutes parallèles car la topographie peut provoquer des déviations vers le
relief.
La déviation de la verticale par les reliefs. (Eléments de géologie, Renard et al., Ed. Dunod)
- Comme il est impossible de prendre comme référence la surface réelle de la Terre, trop complexe et irrégulière,
on a été amené à introduire une surface fictive, appelé « géoïde », déduite de l’étude de la pesanteur.
- Définition du géoïde : surface équipotentielle de pesanteur (de même intensité de gravité) à un instant
donné et correspondant à la surface moyenne des océans au repos. C’est une surface perpendiculaire au champ de
gravité en tout point.
Comme il existe pour un même lieu une multitude de valeur de gravité différente (due à l’altitude), il existe une
infinité de géoïdes.
Fig. 4.8 : Différences entre surface
topographique, ellipsoïde et géoïde.
(Eléments de géologie, Renard et al., Ed. Dunod)
4.2.2 Ondulations du géoïde
- Toute différence entre le géoïde et l’ellipsoïde de référence détermine une ondulation du géoïde, et se nomme
« anomalie gravimétrique ».
masse faible
masse élevée
masse faible
masse élevée
Principe : forme et amplitude théorique d’anomalie gravimétrique générée par des corps de
densité faible (cavité, nappe d’hydrocarbures) ou élevée (amas métalliques) enfouies à divers
niveaux dans la partie supérieure de la croûte. (Eléments de géologie, Renard et al., Ed. Dunod)
- Carte des ondulations du géoïde en gal (écarts positifs en rouge ; écarts négatifs en bleu).
Le gal est l’unité des
anomalies gravimétriques (en
l’honneur de Galilée); 1 gal =
1 cm.s-2
Fig. 4.9 : Géoïde terrestre. (Géosciences, Robert et Bousquet, Ed. Belin et Eléments de géologie, Renard et al.,
Ed. Dunod)
Des ondulations du géoïde à
grande échelle (10 000 km)
sont
dues
à
des
hétérogénéités s’étendant au
manteau inférieur, alors que
celles à plus petite échelle
(1000 km) sont dues à des
hétérogénéités
dans
la
lithosphère
(croute
+
manteau supérieur).
Des ondulations métriques
sont utilisés pour sonder le
relief du fond marin.
4.2.3 Comment mesure t’on les anomalies de gravité (la forme du géoïde)
Actuellement, on utilise des méthodes satellitaires couplées aux réseaux de balises terrestres.
Par exemple, on utilise la modification des orbites des satellites à cause de l’action du champ de gravité.
Fig. 4.10 : Principe de l’altimétrie
satellitaire.
La topographie dynamique des océans varie au cours de
la journée en fonction du climat et des courants ; on
peut s’en affranchir en moyennant les mesures
effectuées au même point à chaque passage du satellite
(web : www.legos.obs-mip.fr + Eléments de géologie,
Renard et al., Ed. Dunod)
4.2.4 Corrections des anomalies de gravité (corrections de Bouguer)
- En tout point de la surface du globe, la gravité peut être mesurée (gM) (avec un satellite par exemple)
- Si la latitude est connue, la valeur théorique peut être calculée au niveau de l’ellipsoïde de référence (gTh)
- Mais la valeur de gM est forcément « entachée » d’erreurs, et des corrections doivent être apportées à sa valeur :
 La correction à l’air libre : prend en compte la variation verticale de la pesanteur entre le point de mesure et
l’ellipsoïde en considérant la Terre sphérique (pour faire simple : dépend de la variation d’altitude entre la
surface de l’ellipsoïde et le point considéré)
 La correction de plateau : pour tenir compte de la densité des matériaux rencontrés entre l’ellipsoïde et le
point de mesure (souvent on considère un matériau de densité homogène à 2,67)
 La correction topographique : pour tenir compte des irrégularités de topographie de la surface (présence de
montagne ou vallée)
Représentation
schématique des
différentes corrections
gravimétriques. (Eléments de
géologie, Renard et al., Ed. Dunod)
- Les anomalies de bouguer (D(bouguer) (en mGal) sont donc définies comme :
D(bouguer) = gM – gTh - dg(bouguer) avec dg(bouguer) la somme des corrections.
Généralement, les anomalies sont :
- Faibles au niveau des plaines
- Positives au niveau des océans (gravité mesurée > gravité théorique)
- Négatives au niveau des montagnes (gravité mesurée < gravité théorique).
En général, l’application des corrections augmente l’écart entre gM et gTh !!
…. comme si en profondeur un excès (ou déficit) de matériaux compensait la présence en surface d’un relief (ou
d’une dépression).
Exemple : les calculs des anomalies de Bouguer très négatives au niveau de l’Himalaya révèlent des déficits de masse.
Il semble donc que l’excès de masse dû au relief soit compensé, par une masse estimée quasi équivalente à la masse
de la montagne elle-même.
…c’est comme la poussée d’Archimède : tout corps flottant (ici la montagne) déplace son propre poids, sous forme
d’une véritable racine, sur un corps plus dense (le manteau supérieur ou plus exactement l’asthénosphère).
4.3. Mouvements verticaux de la lithosphère
4.3.1 Notion d’isostasie et modèles associés (TD n°4 – séance de TD n°5)
- L’isostasie est le principe basé sur le fait que la lithosphère (croute + manteau sup) rigide « flotte » sur un
substratum plus dense, de consistance « molle » appelé asthénosphère.
- La profondeur à partir de laquelle les pressions exercées par les matériaux sus-jacents deviennent égales
s’appelle la surface de compensation.
Pression exercé par un bloc rocheux de hauteur h et masse
volumique r :
P= rgh avec g l’accélération de la pesanteur
(TD n° 4)
Par conséquent, une montagne en équilibre isostatique est alors compensée en profondeur par un déficit de masse
(racine crustale de type « continentale » légère) alors qu’un bassin océanique est compensé par un excès de masse
en profondeur (souvent le manteau inférieur).
- Deux modèles simples existent pour définir les
masses en profondeur :
Modèle de Pratt :
la partie superficielle de la lithosphère est
découpée en « colonnes » de masses
équivalentes (pour un même volume
« rocheux », la masse volumique évolue).
manteau
Adapté pour décrire la distribution des
masses sous les dorsales océaniques
(déduite d’études sismiques notamment).
Fig. 4.11 : Modèle de compensation gravimétrique de
Pratt (1854).
Adapté au cas de la lithosphère océanique dont la densité croit avec l’âge.
(Eléments de géologie, Renard et al., Ed. Dunod)
Modèle d’Airy :
La croute est légère et de densité constante (2,67) et
flotte sur du matériel plus dense : le manteau
lithosphérique (d=3,27).
L’équilibre isostatique est obtenu en considérant la
superposition d’épaisseurs variable de croûte et de
manteau supérieur.
Il se traduit par la présence de racine de matériel
léger sous les chaînes de montagne et de matériel
dense sous les océans.
Adapté pour décrire la distribution des masses sous
les montagnes (vue par la sismologie notamment).
Fig. 4.12 : Modèle de compensation gravimétrique d’Airy
(1855).
Adapté au cas des montagnes dont l’origine est la superposition tectoniques
de croutes continentales de densités quasi identiques. (Eléments de géologie,
Renard et al., Ed. Dunod)
4.3.2 Exemples d’anomalie importantes de gravité
En général, les anomalies sont négatives dans les zones montagneuses à croute continentale épaissie et
positives dans les régions océaniques à croute océanique amincie.
Fig. 4.13 : Les anomalies de Bouguer théoriques en domaines continental et océanique.
(Robinson et Coruh, 1988 in Lowrie, 1997)
Exemple d’anomalie pour une dorsale océanique :
- anomalie fortement positive loin de la ride (normal en
domaine océanique) mais plus faible au niveau de la ride.
- il y a donc un déficit de masse au niveau de la ride dû à un
matériau léger (c’est la dilatation thermique en fait du
manteau, abaissant ainsi sa masse volumique)
Fig. 4.14: Anomalie de gravité et structure de la croûte
sous la dorsale Atlantique (32°N).
(D’après Talwanietal, 1965 et tiré de Géosciences, Robert et Bousquet,
Ed. Belin)
Exemple
subduction :
d’anomalie
pour
une
zone
de
 anomalie très négative (-170 mGal) au
niveau de la fosse de subduction (6 000 m
de profondeur) due à l’eau et au remplissage
sédimentaire léger.
 anomalie légèrement positive au large (30
km ; au niveau du bassin de Nord-Loyauté)
due à la flexure de la lithosphérique qui
précède le plongement du plan de
subduction.
Anomalie de gravité au dessus de l’arc du Vanuatu.
(D’après Collot et Malahoff, 1980 et tiré de Géosciences, Robert et
Bousquet, Ed. Belin)
4.3.3 Compensation isostatique en cours : le rebond postglaciaire
En Scandinavie ou dans le Nord du Canada, l’équilibre isostatique n’est pas encore atteint :
(a) lors du dernier âge glaciaire, il y a eu une calotte de glace de plus de 2 500 m d’épaisseur, ce qui a provoqué une
subsidence (affaissement de la lithosphère)
(b) depuis la fonte, la lithosphère remonte et depuis le siècle dernier la vitesse du mouvement vertical est environ de 9
mm par an (déterminée par des mesures géodésiques)
L’érosion d’une montagne provoque le même
effet (sans mouvements tectoniques additionnels)
–
Fig. 4.15 : Flexure de la lithosphère et rebond postglaciaire.
(Géosciences, Robert et Bousquet, Ed. Belin)
Ceci explique qu’il est toujours assez aisé d’avoir
des affleurements de granite/gneiss dans les
chaines anciennes (massif armoricain par
exemple) et la difficulté d’observer des roches de
hautes pressions, telles que les éclogites, dans les
chaines récentes.
CE QU’IL FAUT RETENIR/SAVOIR : questions typiques :
- Connaitre les éléments structurants d’un océan et d’un continent.
- Savoir quelle est la forme théorique de la Terre si la répartition des masses dans le globe était homogène.
- Connaitre la définition du géoïde et quelles types de corrections on peut apporter pour faire coïncider les valeurs des
gravité mesurées et théoriques.
- Expliquer ce qu’est la racine crustale sous une chaine de montagne, et pourquoi la croute océanique est généralement
amincie.
- Savoir calculer la pression exercée par un bloc rocheux en fonction de sa masse volumique et sa hauteur (TD n°4)
- Expliquer pourquoi la Scandinavie se soulève actuellement .
PROCHAIN COURS:
Chapitre 5 : Initiation à la sismologie :
tremblements de terre et structure interne du globe