chap5 - Faculté des Sciences Rabat
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CE DOCUMENT EST DESTINÉ AUX ETUDIANTS DE LA FACULTÉ DES SCIENCES DE RABAT (MAROC) LE CONTENU DE CE DOCUMENT EST COMMENTÉ DANS LE DETAIL PENDANT LES SEANCES DE COURS POUR TOUT AUTRE USAGE IL CONVIENT DE CITER LA SOURCE Driss FADLI et Moad Morarech 2015/16 Chapitre V STRUCTURE DU GLOBE TERRESTRE METHODES UTILISEES POUR DETERMINER LA STRUCTURE PREOFONDE DE LA TERRE 1 - L’étude des forages mais elle est insuffisante car le forage le plus profond ne dépasse pas 12 km, alors que le rayon de la Terre = 6370 km 2 - La sismologie = étude des séismes naturels et artificiels 3 - La gravimétrie = étude des variations de g, accélération de la pesanteur 4 - La volcanologie = étude des volcans et des activités volcaniques 5 - Le géomagnétisme = étude du champ magnétique terrestre 6 - La géothermie = étude des répartitions des températures à l'intérieur de la Terre, et des phénomènes physiques et géologiques qui leur sont liés 7 - La géochimie = étude de la composition et des propriétés chimiques des roches 8 - La minéralogie = étude de la composition et des propriétés minéralogiques des roches 9 - L’étude des minéraux et des roches au laboratoire en créant les conditions thermodynamiques régnant à l’intérieur de la Terre (= étude des géomatériaux) 10 - L’étude des météorites et des astéroïdes (qui se sont formés en même temps que la Terre) Ne pouvant pas traiter, dans le détail, de l’apport de chacune de ces disciplines nous nous limiterons ici à évoquer brièvement le principe de ces méthodes en donnant leurs principaux résultats I - MODELE SISMOLOGIQUE DE LA TERRE séisme naturel (fracture des roches) ou forte explosion (nucléaire par exemple) → émission d’ondes sismiques parmi lesquelles : - les ondes P traversent tous les milieux - les ondes S traversent les milieux solides et ne passent pas dans les liquides Vp = 4µ/3 + k d Vs = µ d µ = coefficient de rigidité, lequel mesure la résistance des roches au changement de forme (pour les fluide µ = 0, d’où Vs = 0; d’où S non transmises) k = coefficient d’incompressibilité, lequel mesure la résistance des roches au changement de volume d = densité des roches (ou ρ = masse volumique) L’augmentation brutale de Vp et Vs à certaines profondeurs veut dire que : - Les ondes P et S sont passées d’un milieu à un autre de caractéristiques physiques très différentes (de plus en plus rigides et incompressibles) - Les ondes P et S ont traversé des limites = surfaces de discontinuité à l’intérieur de la Terre Puisque Vp et Vs augmentent avec la profondeur théoriquement la densité d doit diminuer Or en réalité, comme la pression augmente avec la profondeur, la densité d augmente également avec la profondeur en fonction de la profondeur, les paramètres µ et k doivent augmenter plus vite que la densité d Conclusion : En fonction de la profondeur les roches du globe terrestre sont de plus en plus rigides, incompressibles et denses I - MODELE SISMOLOGIQUE DE LA TERRE (suite) 1 - Sur la base des discontinuités majeures des vitesses des ondes sismiques : croûte, manteau et noyau (fig.2) 2 - Sur la base du comportement physique des couches (rigides ou molles) : lithosphère, asthénosphère mésosphère, noyau interne et noyau externe Vitesse des ondes sismiques P et S en km/s CROÛTE Discontinuité de Mohorovicic MANTEAU SUPERIEUR LITHOSPHERE ASTHENOSPHERE Discontinuité LVZ MANTEAU MANTEAU INFERIEUR Discontinuité de Gutenberg NOYAU EXTERNE MESOSPHERE COUCHE D’’ NOYAU EXTERNE NOYAU Discontinuité de Lehman NOYAU INTERNE NOYAU INTERNE OU GRAINE Profondeur de la Terre en km I - MODELE SISMOLOGIQUE DE LA TERRE (suite) Phénomène d’équilibre isostatique L'isostasie est un phénomène de rééquilibrage de l'altitude de la croûte continentale par rapport à la surface de la Terre. Elle est due à la différence de densité entre les roches de la croûte continentale (légères), par rapport aux roches du manteau (plus denses). I - MODELE SISMOLOGIQUE DE LA TERRE (suite) Fig.3 : Structure de la lithosphère croûte océanique Basaltes croûte continentale 0 Océan Gabbros 10 roches sédimentaires, granitiques et métamorphiques « acides » Péridotites litées 20 30 roches gabbroiques, granulites « basiques » 40 50 60 70 Manteau lithosphérique (Péridotites compactes) I - MODELE SISMOLOGIQUE DE LA TERRE II - MODELE CHIMIQUE ET MINERALOGIQUE DE LA TERRE 1. - Méthodes d’étude 1.1. - Méthodes directes 1.1.1 - études de surface certaines roches autrefois profondes maintenant visibles à la surface à la suite de leur soulèvement et de l’érosion des terrains qui les cachaient. roches de la croûte formées de silicates un silicate = combinaison de silice et d’oxydes métalliques Exemples : Pyroxène Si2O6 ( Fe,Mg)2 Olivine SiO4 ( Fe,Mg)2 Feldspath Si3O8 (K,Al) roches du manteau supérieur = péridotites qui affleurent actuellement grâce à la rencontre de deux continents (= obduction) Lithosphère continentale subduction obduction Lithosphère océanique une péridotite = roche constituée d’olivines l'olivine forme une série continue entre son pôle ferreux et son pôle magnésien I - MODELE SISMOLOGIQUE DE LA TERRE II - MODELE CHIMIQUE ET MINERALOGIQUE DE LA TERRE 1. - Méthodes d’étude 1.1. - Méthodes directes 1.1.1. - études de surface 1.1.2. - étude des basaltes 1.1.3. - étude des enclaves des basaltes roche du manteau (60% olivines, 40% pyroxènes) I - MODELE SISMOLOGIQUE DE LA TERRE II - MODELE CHIMIQUE ET MINERALOGIQUE DE LA TERRE 1. - Méthodes d’étude 1.1. - Méthodes directes 1.2. - Méthodes indirectes 1.2.1. - enclumes de diamants I - MODELE SISMOLOGIQUE DE LA TERRE II - MODELE CHIMIQUE ET MINERALOGIQUE DE LA TERRE 1. - Méthodes d’étude 1.1. - Méthodes directes 1.2. - Méthodes indirectes 1.2.1. - enclumes de diamants 1.2.2. - sismologie expérimentale L’étude au Laboratoire des transmissions des ondes sismiques dans différents matériaux a permis de construire des graphiques comme celui présenté ici le manteau est riche en silicates ce qui a pu être vérifié sur des fragments du manteau supérieur, remontés à la surface à la suite de collisions entre des plaques. La courbe représentant les caractéristiques du noyau se situe à proximité des résultats du fer et du nickel. I - MODELE SISMOLOGIQUE DE LA TERRE II - MODELE CHIMIQUE ET MINERALOGIQUE DE LA TERRE 1. - Méthodes d’étude 1.1. - Méthodes directes 1.2. - Méthodes indirectes 1.2.1. - enclumes de diamants 1.2.2. - sismologie expérimentale 1.2.3. - étude des météorites L’étude des météorites différenciées ainsi que la sismologie expérimentale ont permis de donner une idée sur la composition chimique de la Terre ASTEROIDE DIFFERENCIEE croûte manteau noyau fragmentation METEORITES Achondrites (silicates acides) Métallo-pierreuses (métal, silicates) Métalliques (Fe, Ni) A noter qu’au début de la formation du système solaire les planètes telluriques et les astéroïdes ont subi le même processus de différenciation I - MODELE SISMOLOGIQUE DE LA TERRE II - MODELE CHIMIQUE ET MINERALOGIQUE DE LA TERRE 1. - Méthodes d’étude Fig.10 : Répartition des éléments chimique et des minéraux à l’intérieur de la Terre 2. - Résultats Quartz + Pyroxènes + Oxydes SiO4, Al2 O3, Na, Mg, K, Ca CROÛTE Discontinuité de Mohorovicic Quartz + Feldspaths + Pyroxènes LITHOSPHERE MANTEAU SUPERIEUR Discontinuité LVZ Olivine + Pyroxènes + Oxydes ASTHENOSPHERE MANTEAU Spinelle + Pyroxènes + Oxydes MANTEAU INFERIEUR MESOSPHERE Perovskite + Oxydes (Fe Mg)2 SiO4 COUCHE D’’ Discontinuité de Gutenberg NOYAU EXTERNE Fer liquide + qq éléments légers : S, O, Ni, C, Si NOYAU EXTERNE NOYAU Discontinuité de Lehman Cristaux de Fe, S, Ni NOYAU INTERNE NOYAU INTERNE OU GRAINE I - MODELE SISMOLOGIQUE DE LA TERRE II - MODELE CHIMIQUE ET MINERALOGIQUE DE LA TERRE III - MODELE THERMIQUE DE LA TERRE Fig.11 : Répartition de la chaleur à l’intérieur de la Terre Température interne °C CROÛTE Discontinuité de Mohorovicic MANTEAU SUPERIEUR LITHOSPHERE ASTHENOSPHERE Discontinuité LVZ MANTEAU MANTEAU INFERIEUR Discontinuité de Gutenberg NOYAU EXTERNE MESOSPHERE COUCHE D’’ NOYAU EXTERNE NOYAU Discontinuité de Lehman NOYAU INTERNE NOYAU INTERNE OU GRAINE Profondeur de la Terre en km I - MODELE SISMOLOGIQUE DE LA TERRE II - MODELE CHIMIQUE ET MINERALOGIQUE DE LA TERRE III - MODELE THERMIQUE DE LA TERRE III - MODELE DYNAMIQUE DE LA TERRE 1 – La tomographie sismique 1.1. - Principe C’est un procédé comparable à l’exploration du corps humain par un scanner. Il est basé sur la récupération des résidus des temps d’arrivée des ondes sismiques qui seront transformés en images tridimensionnelles mesure des écarts de vitesse de propagation des résidu de temps ∆t = ∆t théorique - ∆t observée ondes par rapport à une structure moyenne du globe volcan terrestre station T2 chambre magmatique T1 ∆T1 = ∆T1 théorique - ∆T2 = ∆T2 théorique – si ∆T2 < 0 → ∆T2 ∆T1 ∆T2 observée = observée ≠ théorique < ∆T2 0 0 observée temps de parcours dans le milieu réel plus lent que celui prédit par le modèle de la Terre Hypocentre du séisme III - MODELE DYNAMIQUE DE LA TERRE 1 – La tomographie sismique 1.1. - Principe 1.2. - Résultats PROFIL TOMOGRAPHIQUE Trajet lent des ondes sismiques dans un manteau chaud Trajet rapide des ondes sismiques dans un manteau froid Vitesse moyenne Enfoncement d’une plaque océanique en grande profondeur la tomographie sismique révèle que: - le manteau n’est pas homogène et qu’il est, par endroit, anormalement chaud - le manteau est animé par des courants de convection deux modèles de convection ont été proposés : III - MODELE DYNAMIQUE DE LA TERRE 1 – La tomographie sismique 2 – La convection 2.1. – La convection du manteau convection à 2 étages convection à 1 étage dorsale océanique arc d’Island Fig. : Deux modèles possibles de la circulation de la matière au niveau du manteau (Philpots, 1990) bassin d’arrière arc point chaud NOYAU INTERNE SOLIDE NOYAU EXTERNE LIQUIDE couche «D’’» MESOSPHERE ASTHENOSPHERE 670km NB: La tomographie ne propose qu'un cliché instantané des structures actuelles, et ne résout donc pas le problème de l'évolution sur des échelles de temps géologiques. LITHOSPHERE point chaud ANNEXE II RECAPITULATIF DE LA STRUCTURE INTERNE DU GLOBE TERRESTRE croûte minéraux et roches légères olivines spinelles = olivines très denses manteau perovskites = olivines très très denses noyau Fer, de Nickel et de Soufre très très denses péridotites ANNEXE II RECAPITULATIF DE LA STRUCTURE INTERNE DU GLOBE TERRESTRE (suite) croûte + manteau supérieur = lithosphère (rigide) asthénosphère (molle) (partie inférieur du manteau supérieur) mésosphère (rigide) (manteau inférieur) noyau interne = graine (solide) noyau externe (liquide) couche D’’ zone d’écartement des plaques lithosphériques circulation de la matière courants de convection zone de rencontre des plaques lithosphériques ANNEXE II RECAPITULATIF DE LA STRUCTURE INTERNE DU GLOBE TERRESTRE (suite) LITHOSPHERE ASTHENOSPHERE 0 100 670 1000 1700 2 à 3,4 3,3 3500 5,6 6000 9,5 11,5 MESOSPHERE NOYAU EXTERNE 2900 5100 NOYAU INTERNE 5600 O, Si, Al, Na, Mg, K, Ca 9 O, Si, Mg 1350 Fe, S 3700 12 Fe, Ni, S Pression en kb densité Température en °C Discontinuité de Gutenberg Discontinuité de Lehman Discontinuité de Mohorovicie Profondeur en km NOYAU MANTEAU CROUTE Composition chimique 6370 ANNEXE II RECAPITULATIF DE LA STRUCTURE INTERNE DU GLOBE TERRESTRE (suite) DEUX MODELES DE CONVECTION AU NIVEAU DU MANTEAU SONT POSSIBLES (extrait de Philpots, 1990) MODELE DE CONVECTION A 2 ETAGES MODELE DE CONVECTION A 1 ETAGES Exercice n° 1 : Sur la carte de la figure ci-après, X représente l’épicentre d’un séisme de magnitude de Ritcher égale à 7,5. S1, S2, S3, S4 et S5 représentent des stations d’enregistrement des ondes sismiques du séisme X. 1) – Combien faut-il de sismographes dans chaque station pour enregistrer les ondes sismiques du séisme X ? Pourquoi ? (le dessin des sismographes n’est pas exigé). Corrigé : Les ondes sismiques font vibrer le sol verticalement et horizontalement. Pour les enregistrer, il faut qu’on dispose dans chaque station d’enregistrement de 3 sismographes : -un sismographe pour les mouvements verticaux (Z) -un sismographe pour les mouvements horizontaux EST-OUEST (X) -un sismographe pour les mouvements horizontaux NORD-SUD (Y) 3) - Les distances entre l’épicentre X et les stations d’enregistrement S1, S2, S4 et S5 sont respectivement 1222km (∆ =11°), 3333km (∆ = 30°), 5000km et 12 000km. Les vitesses des ondes sismiques P calculées au niveau de ces stations sont respectivement Vp l, Vp2, Vp4 et Vp5. a) – D’après l’allure générale de la courbe hodochrone de l’onde P comparer les vitesses Vp1 et Vp2. Comparer également les vitesses Vp4 et Vp5. S1 S2 S3 S4 Corrigé : D’après l’allure des courbes hodochrones, on remarque que les vitesses des ondes sismiques P sont croissantes avec les distances jusqu’à une valeur ∆ = 103° (ou 12000 km lorsqu’on fait les conversions) où la vitesse des ondes P est nulle (Vp5). De ce fait on peut déduire que : Vp1 < Vp2 et Vp5 < Vp4 b) – Quelle interprétation peut – on tirer de ces comparaisons ? Corrigé : Pour les P et les S, la vitesse donnée par les courbes hodochrones varie avec la distance , et en particulier elle croît avec cette distance vers ∆ = 103°. (Il s’agit de la vitesse apparente étant donné que le trajet réel des P et des S est interne et que la distance ∆, qui est mesurée à la surface, n’est pas la distance réellement parcourue par les P et les S). Comme, d’autre part, la vitesse apparente des ondes P et des ondes S et leur vitesse réelle varient dans le même sens et comme, d’autre part, la distance ∆ et la profondeur maximale atteinte par le rai sismique varient dans le même sens, on tire de ce qui précède et que dans l’ensemble elle augmente jusque vers la profondeur de 2900km. Il s’agit là de la profondeur maximale atteinte par les rais qui ressortent à la distance ∆ =103°. 4) – En admettant que la distance X-S3 est égale à la distance XS4, les ondes sismiques superficielles qui résultent du séisme X arrivent – elles au même instant t aux stations S3 et S4 ? Expliquez. Corrigé : On admettant que la distance X-S3 est égale à la distance X-S4, les ondes sismiques superficielles qui résultent du séisme X n’arrivent pas au même instant t aux stations S3 et S4 pour les raisons suivantes : La vitesse des ondes sismiques dépend de plusieurs facteurs, en particulier la nature du milieu traversé par ces ondes : Les ondes sismiques se propagent d’autant plus vite qu’elles traversent des régions rigides, dense, incompressibles et souvent froides tandis qu’elles ralentissent dans les zones chaudes. De ce fait entre la station S4 et l’épicentre X les ondes sismiques superficielles arrivent en retard car elles ont été ralenties au niveau de la dorsale océanique. L’hétérogénéité du milieu est donc révélée par un résidu de temps de propagation ou délai noté n (n est la différence entre le temps de parcours théorique (calculé) et le temps de parcours observé. Il faut noter que la distance entre le foyer F jusqu’à la station d’enregistrement S3, le milieu traversé par les ondes est rigide. Ce même milieu change de propriété physique lorsqu’on se dirige vers la station S4 ; il est partiellement rigide à cause de la tranche d’eau de l’océan atlantique. De ce fait les ondes sismiques P et S sont ralentis par le liquide. 5) - Sur la même carte de la figure n°1, indiquez par un figuré de votre choix la position géographique de quelques épicentres dans les zones à risque sismique en précisant éventuellement la position du foyer des séismes. Exercice n° 2 Sur le dessin de la figure ci-après, on représente la trajectoire des ondes sismiques d'un séisme par trois traits 1, 2 et 3 depuis son foyer F qui est superficiel, jusqu'à la station d'enregistrement des ondes sismiques St1 sur une distance D = 8000 km. 1- Lequel des traits représente la trajectoire réelle des ondes P ? Expliquez pourquoi. 2- Même question pour les ondes R. 3- Les ondes S seront-elles enregistrées dans la station St1 ? Justifiez votre réponse. 4- Les ondes S et P directes seront-elles enregistrées dans la station St2 ? Justifiez votre réponse. Corrigé : 1°)-Le trait qui représente la trajectoire réelle des ondes P correspond à la trajectoire n°3. Explication : Les ondes sismiques P sont des ondes de volume, elles qui voyagent dans les profondeurs hétérogènes de la Terre à la suite d'une série de réfractions successives jusqu'à ce que l'angle d'incidence ne permet plus de réfractions. A cet instant l'onde P se réfracte en sens inverse (vers la surface de la Terre) d'où la forme concave vers le haut de la trajectoire 3. Remarque : le trait 2 ne peut pas donc correspondre à la trajectoire réelle de l'onde P car -entre autre- les profondeurs de la Terre sont constituées de matériel hétérogène avec une géothermie hétérogène. 2°)-Le trait qui représente la trajectoire réelle des ondes R correspond à la trajectoire n°1 Explication : Les ondes sismiques R sont des ondes des ondes de surface ; elles se propagent à la (ou près) de la surface du globe terrestre. 3- Les ondes S seront-elles enregistrées dans la station St1 ? Justifiez votre réponse. 3°)-Oui, les ondes S seront enregistrées dans la station St1. Explication : Les ondes S sont des ondes de cisaillement ; elles sont enregistrées dans toutes les stations comprises entre le Foyer et D = 103°. (à peu près 12000km). La distance D = 8000km correspond à peu près 68;6° (donc inférieur à 103°). De ce fait les ondes seront bien enregistrées à la station St1. 4°)-La station St2 correspond à l'antipode du foyer. A ce niveau : - les ondes S ne seront pas enregistrées à cause de l'obstacle liquide du noyau externe - les ondes P directes ne seront pas enregistrées ; mais elles subissent des réfractions au niveau du noyau externe et interne et on aura un nouveau type d'onde appelé P’. Exercice n° 3 Le 24 février 2004 à 2h 27mn, la région d’Al Hoceima a été touchée par séisme de magnitude M = 6.1 sur l’échelle ouverte de Richter a touché. Son intensité est très élevée (destructrice) au voisinage de l’épicentre E. Ce dernier se situe (à vol d’oiseau) à 13km d’Al Hoceima, à 2km d’Ait Kamara et à 12km du village d’Imzouren (voir carte ci-après). 1)-Représenter sur la carte ciaprès la position exacte de l’épicentre E en utilisant l’échelle graphique 2)-Quelle est la différence entre Magnitude et Intensité d’un séisme ? 3)-Les jours qui ont suivi 24/02/2004, les habitants de la région d’Al Hoceima ont ressenti des répliques. Qu’est-ce qu’une réplique sismique ?
