Chapitre 1 - La structure du globe terrestre

Chapitre 1 : La structure du globe terrestre
Quelles sont les différences entre les croûtes continentales et océaniques ?
I. Des contrastes importants entre continents et océans (Séance 01)
A. Des reliefs contrastés
La distribution des altitudes de la croûte terrestre est bimodale : l'altitude moyenne en
milieu continental est de l'ordre de + 840 m, en milieu océanique elle est de - 3800 m.
Source : Belin 1ère Spé
B. Des roches différentes
La croûte océanique est constituée, de la surface vers la profondeur, de sédiments,
de basaltes en coussins, de basaltes en filons, puis de gabbros.
Les basaltes et les gabbros sont des roches magmatiques constituées de
pyroxènes, d'olivines et de feldspaths plagioclases.
Dans les gabbros, toute la roche est cristallisée et les minéraux sont visibles à l’œil nu
(structure grenue). Dans les basaltes, on observe des minéraux non visibles à l’œil nu
(microlites) et du verre (pâte non cristallisée). C’est une structure microlitique.
Les roches continentales sont plus hétérogènes : on y observe des roches
sédimentaires, des roches magmatiques, essentiellement de la famille des
granites, et des roches métamorphiques.
Les roches sédimentaires se forment dans l'eau, par accumulation puis compaction de
sédiments d'origine détritique ou biologique, et/ou par précipitations d’éléments
minéraux.
Les roches métamorphiques résultent d'une transformation à l'état solide de roches,
en raison de variations de pression et/ou de température.
La densité du basalte et du gabbro est supérieure à celle du granite.
Source : Belin 1ère Spé
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LA DISTRIBUTION
BIMODALE DU
RELIEF
TERRESTRE
LES
DIFFÉRENCES
GÉOLOGIQUES
ENTRE
CONTINENTS
ET OCÉANS

Quelles informations apportent les séismes sur la structure interne du globe ?
II. L’apport des études sismologiques (Séance 02)
A. Les séismes et ondes sismiques
Un séisme résulte de la libération brutale d’énergie lors d’une rupture de roches
soumises à des contraintes. Les ondes sismiques libérées se propagent à partir du
foyer dans toutes les directions.
On distingue plusieurs types d’ondes sismiques :
- Les ondes P (premières) de compression, les plus
rapides, se propagent dans les solides et les liquides.
- Les ondes S (secondes) de cisaillement ne se
propagent que dans les solides.
- Les ondes de surface se propagent dans les
couches superficielles et sont les plus destructrices.
Source : Belin 1ère Spé
La vitesse de propagation des ondes sismiques dépend de la nature des roches
traversées, de leur rigidité et de leur température. Les ondes sont réfléchies ou
réfractées quand elles passent d’un milieu à un autre. La surface de contact entre les
deux milieux est appelée discontinuité.
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LES ONDES
SISMIQUES

B. Les discontinuités profondes
Les informations tirées du trajet et de la vitesse des ondes sismiques permettent de
comprendre la structure interne de la Terre et de construire le modèle PREM
(Preliminary Reference Earth Model). On distingue trois couches concentriques
séparées par des discontinuités : la croûte, le manteau et le noyau.
Le Moho est la discontinuité séparant la croûte du manteau. La croûte continentale est
plus épaisse (30 km en moyenne) que la croûte océanique (7 km). Le manteau,
composé de péridotites, ayant une densité plus importante que la croûte, cela
explique l’augmentation brutale de vitesse des ondes P à la limite croûte-manteau.
La discontinuité de Gutenberg à 2 900 km de profondeur sépare le manteau du noyau
externe liquide. Ce changement de milieu explique la présence d’une zone d’ombre
sismique pour les ondes P entre 11 500 et 14 500 km et la disparition des ondes S
après 11 500 km.
La discontinuité de Lehman est située à 5 100 km de profondeur entre le noyau
externe liquide et le noyau interne solide.
Source : Belin 1ère Spé
C. La lithosphère et l’asthénosphère
L’étude de la vitesse des ondes sismiques en fonction de la profondeur montre une
diminution des vitesses pour des profondeurs supérieures à 100 km, et sur une
épaisseur d’environ 200 km : c’est la LVZ (Low Velocity Zone) ou zone de faible
vitesse. Elle sépare deux milieux au comportement mécanique différent :
- On appelle lithosphère l’ensemble rigide situé au-dessus de la LVZ formé par la
croûte (continentale ou océanique) et la partie du manteau rigide (= manteau
lithosphérique). Elle est de 100 de km en moyenne. Les études sismologiques
montrent que la croûte continentale est plus épaisse que la croûte océanique.
- L’asthénosphère est constituée des roches ductiles situées en dessous de la LVZ.
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LES DISCONTINUITÉS AU SEIN DU GLOBE TERRESTRE

Que nous apprend l’étude thermique du globe ?
III. L’apport des études thermiques (Séance 03)
Les mesures de températures réalisées dans les mines ou les forages montre que la
température de la Terre augmente avec la profondeur. C’est le gradient
géothermique (30°C par km en moyenne).
Deux modes de transfert de chaleur sont mis en évidence :
- Des transferts par conduction : transferts de chaleur peu efficaces de proche en
proche ayant lieu dans la lithosphère rigide.
- Des transferts par convection : mécanismes efficaces de transfert thermique avec
mouvement de matière (mouvement de convection) ayant lieu dans le manteau ou
dans le noyau externe liquide.
L’étude thermique du globe montre que la limite entre lithosphère et asthénosphère
correspond à une température de 1 300°C, qui modifie le comportement des
péridotites du manteau.
La tomographie sismique permet d'identifier des variations localisées de température
à l'intérieur du globe (anomalies thermiques), à partir des variations de vitesse des
ondes sismiques par rapport au modèle PREM.
Dans les zones de subduction, une anomalie thermique négative correspond à
l’enfoncement de la lithosphère, plus froide, dans l’asthénosphère.
Au niveau des zones volcaniques de point-chaud, il est possible de déceler une
anomalie thermique positive à l’intérieur du manteau. Il s’agit d’un panache de matériel
chaud provenant du manteau profond et remontant localement par convection
thermique.
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Source : Bordas 1ère Spé
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LA STRUCTURE DU GLOBE TERRESTRE