1. La structure interne de la terre

1. La structure interne de la terre
Trois couches constituent l’intérieur de la terre :
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Noyau :
-interne :solide, épaisseur : 1216 km
-externe :liquide, épaisseur : 2270 km
-17% du volume de la terre
Manteau :
-inférieur :solide
-supérieur :plastique avec la partie supérieur solide
-81% du volume de la terre, épaisseur : 2885 km
Croûte :
-moins de 2% du volume de la terre
Deux discontinuités importantes séparent croûte, manteau et noyau: la discontinuité de
Mohorovicic (moho) qui marque un contraste de densité entre la croûte terrestre et le
manteau, et la discontinuité de Gutenberg qui marque aussi un contraste important de densité
entre le manteau et le noyau.
La couche plastique du manteau supérieur est appelée asthénosphère, alors qu'ensemble, les
deux couches solides qui la surmontent, soit la couche solide de la partie supérieure du
manteau supérieur et la croûte terrestre, forment la lithosphère. On reconnaît deux types de
croûte terrestre: la croûte océanique, celle qui en gros se situe sous les océans, et qui est
formée de roches basaltiques de densité 3,2 et qu'on nomme aussi SIMA (siliciummagnésium); et la croûte continentale, celle qui se situe au niveau des continents, et qui est
plus épaisse à cause de sa plus faible densité (roches granitiques à intermédiaires de densité
2,7 à 3) et qu'on nomme SIAL (silicium-aluminium). La couverture sédimentaire est une
mince pellicule de sédiments produits et redistribués à la surface de la croûte par les divers
agents d'érosion (eau, vent, glace) et qui compte pour très peu en volume.
L'intérieur de la Terre est donc constitué d'un certain nombre de couches superposées, qui se
distinguent par leur état solide, liquide ou plastique, ainsi que par leur densité. Une sorte
d'échographie de l'intérieur de la Terre a été établie à partir du comportement des ondes
sismiques lors des tremblements de terre. Les sismologues Mohorovicic et Gutenberg ont
réussi à déterminer l'état et la densité des couches par l'étude du comportement de ces ondes
sismiques. La vitesse de propagation des ondes sismiques est fonction de l'état et de la densité
de la matière. Certains types d'ondes se propagent autant dans les liquides, les solides et les
gaz, alors que d'autres types ne se propagent que dans les solides. Lorsque qu'il se produit un
tremblement de terre à la surface du globe, il y a émission d'ondes dans toutes les directions.
Il existe deux grands domaines de propagations des ondes: les ondes de surface, celles qui se
propagent à la surface du globe, dans la croûte terrestre, et qui causent tous ces dommages
associés aux tremblements de terre, et les ondes de fond, celles qui se propagent à l'intérieur
de la terre et qui peuvent être enregistrées en plusieurs points du globe. Chez les ondes de
fond, on reconnaît deux grands types: les ondes de cisaillement ou ondes S (se déplacent
seulement dans les solides), et les ondes de compression ou ondes P (se déplacent dans les
liquides, les solides et les gaz).
La composition de la croûte terrestre est assez bien connue par l'étude des roches qui forment
la surface terrestre et aussi par de nombreux forages. Notre connaissance du manteau et du
noyau est, cependant, plus limitée. Malgré tous les efforts déployés à cet effet, aucun forage
n'a encore traversé le MOHO.
Les ondes sismiques de fond.
L'onde P se déplace créant successivement des zones de dilatation et des zones de
compression. Les particules se déplacent selon un mouvement avant-arrière dans la direction
de la propagation de l'onde. Ce type d'onde est assimilable à une onde sonore. Dans le cas des
ondes S, les particules oscillent dans un plan vertical, à angle droit par rapport au sens de
propagation de l'onde.
La structure interne de la Terre, ainsi que l'état et la densité de la matière, ont été déduits de
l'analyse du comportement des ondes sismiques. Les ondes P se propagent dans les solides,
les liquides et les gaz, alors que les ondes S ne se propagent que dans les solides. On sait aussi
que la vitesse de propagation des ondes sismiques est proportionnelle à la densité du matériel
dans lequel elles se propagent.
La brusque interruption de propagation des ondes S à la limite entre le manteau et le noyau
indique que le noyau externe est liquide. L'augmentation progressive de la vitesse des ondes P
et S dans le manteau indique une augmentation de densité du matériel à mesure qu'on
s'enfonce dans ce manteau. La chute subite de la vitesse des ondes P au contact manteaunoyau est reliée au changement d'état de la matière (de solide à liquide), mais les vitesses
relatives continuent d'augmenter, indiquant une augmentation des densités. Plus en détail, au
contact lithosphère-asthénosphère, on note une légère chute des vitesses de propagation des
ondes P et S correspondant au passage d'un matériel solide (lithosphère) à un matériel
plastique (asthénosphère).
La composition de la croûte terrestre est assez bien connue par l'étude des roches qui forment
la surface terrestre et aussi par de nombreux forages. Notre connaissance du manteau et du
noyau est, cependant, plus limitée. Malgré tous les efforts déployés à cet effet, aucun forage
n'a encore traversé le MOHO.
Partie 2: Les arguments à l’appui de la
théorie de la tectonique des plaques.
Le premier qui a formulé une théorie selon laquelle les continents se déplacent à la surface de
la terre (théorie de la dérive des continents) s’appelle Alfred Wegener. Cet allemand a énoncé
sa théorie en 1915, mais à l’époque peu de personnes l’ont cru et sa théorie est tombée dans
l’oubli. Voici les arguments qu’il avançait pour appuyer sa théorie.
1. Le parallélisme des côtes
Wegener avait remarqué un net parallélisme entre les côtes de l’Amérique du Sud et de
l’Afrique. Cela suggère qu’à un certain moment les deux continents étaient réunis et ne
formaient qu’un seul bloc. La reconstitution de Wegener montre que toutes les masses
continentales ont été jadis réunies en un seul méga-continent, la Pangée. Ce méga-continent a
commencé à se séparer il y a environ 240 millions d’années.
2. La répartition des fossiles
On retrouve, sur les continents actuels, de part et d’autre de l’Atlantique, des fossiles
d’organismes identiques datant de 240 à 260 millions d’années. Comme ces organismes
n’avaient pas la capacité de voler ou de traverser les océans, on doit donc concevoir que jadis
les continents étaient tous réunis.
3. Les traces d’anciennes glaciations
On observe sur certaines portions des continents, des traces de glaciation datant d’il y a 250
million d’années. La réunion des continents explique ces glaciations :
-Les glaciers se trouvaient ainsi dans les latitudes plus propices à leur formation.
4. La correspondance des structures de part et d’autre de l’Atlantique
On a également observé qu’il y a une correspondance entre les structures géologiques des
continents de part et d’autre de l’Atlantique. Les trois chaînes de montagnes, Appalaches (Est
de l'Amérique du Nord), Mauritanides (nord-est de l'Afrique) et Calédonides (Iles
Britanniques, Scandinavie), aujourd'hui séparées par l'Océan Atlantique, ne formaient qu'une
seule chaîne continue si on rapproche les continents à la manière de Wegener. Les types de
roches et leur âge sont les mêmes.
Deux preuves supplémentaires après Wegener
Puis, l’invention du « Sonar », pour des fins militaires durant la deuxième guerre mondiale, a
permis d’obtenir des renseignements auparavant non-disponibles sur les fonds océaniques.
Par la suite, des projets d’exploration et de forage dans les fonds océaniques ont permis
d’apporter des preuves encore plus convaincantes à la théorie de la tectonique des plaques.
5. L’âge des fonds océaniques
Des forages ont montré que plus on s’éloigne du centre de l’océan Atlantique, plus les roches
sont vieilles. De plus, les âges des roches sont symétriques de part et d’autre du milieu de
l’océan. Cela suggère donc que l’océan Atlantique est comme un « tapis roulant » qui se
déroule à partir du milieu.
6. Les anomalies magnétiques des fonds océaniques
L’étude des fonds océaniques a aussi
démontré qu’il y a une symétrie dans
l’alignement magnétique des roches
de part et d’autre du centre de
l’océan. Au moment de leur
formation, les roches « enregistrent »
la direction du champ magnétique
terrestre. Puisque la direction du
champ magnétique terrestre change
dans le temps, on observe une
alternance de la direction du champ
magnétique dans les roches. Cette
observation vient confirmer la
théorie appelée officiellement « sea
floor spreeding ».
Nom :_________________________
Partie 3 : La théorie de la tectonique des plaques
La tectonique des plaques est une théorie selon laquelle un certain nombre de
plaques lithosphériques rigides(14) bougent les unes par rapport aux autres en
glissant sur l’asthénosphère. Le déplacement des plaques est alimenté par les forces
internes de la terre (la convection dans l’asthénosphère).
Limite convergente : - Endroit où il une plaque s’enfonce sous une autre plaque.
- Il y a ainsi destruction de plaque.
Limite divergente:
- Endroit où deux plaque s’éloignent l’une de l’autre.
- Il y a à ces endroits la création de lithosphère océanique.
Limite transformante: - Endroit où deux plaques bougent parallèlement.
- Il n’y a ni création ni destruction de lithosphère.
Figure 1 : Mouvement des plaques lithosphériques
1. Limites divergentes
-Endroit où deux plaques s’éloignent l’une de l’autre et il y a création de nouvelle lithosphère
océanique.
-Il y a toujours de la lithosphère océanique de part et d’autre de la limite.
-Création d’une dorsale (ou crête) médio-océanique : Une chaîne de montagne sous marine
avec un effondrement (rift, au centre).
-Le volcanisme sous marin et des intrusions créent de la nouvelle lithosphère océanique.
Moteur de ce mécanisme :
-Il y a un flux de chaleur qui va de l’intérieur vers l’extérieur de la terre.
-Ce flux de chaleur engendre des cellules de convection dans l’asthénosphère.
-Les cellules de convection causent une accumulation de chaleur sous les dorsales et « tirent »
les plaques dans des directions opposées.
Figure 2 : Limite Divergente
2. Limites convergentes
2.1 Lithosphère océanique-lithosphère océanique
-Une plaque océanique s’enfouit sur sous une autre plaque océanique.
-Formation d’une tranchée océanique très profonde (jusqu’à 11 km de profondeur) appelé
zone de subduction ou fosse.
-Fusion de la lithosphère enfouie dans l’asthénosphère.
-Le magma remonte vers la surface. Une partie reste emprisonnée sous la surface et une autre
partie forme une série d’îles volcaniques (arc insulaire volcanique).
-Exemple : dans le Pacifique-Ouest avec la fosse des Kouriles et son arc volcanique
insulaire : le Japon
Figure 3 :
Limite convergente
lithosphère océaniqueLithosphère océanique
2.2 Lithosphère océanique-lithosphère continentale
-Une plaque océanique (plus dense) s’enfonce sous une plaque continentale.
-Formation d’une zone de subduction.
-Fusion de la lithosphère océanique enfouie dans l’asthénosphère.
-Le magma remonte à vers la
surface. Il y a formation d’une
chaîne de montagnes où il y a du
volcanisme sur le continent (arc
volcanique continental).
- Exemple : la cordillère des Andes
en Amérique du sud
Figure 4 :
Limite convergente lithosphère
océanique-Lithosphère
continentale
2.3 Lithosphère continentale - lithosphère continentale
-Deux plaques continentales entrent en collision.
-Le moteur du déplacement des plaques (la convection dans le manteau supérieur) n'est pas
assez fort pour enfoncer une des deux plaques dans l'asthénosphère
-Formation d’une chaîne de montagne.
-Pas de volcanisme
-Exemple : La chaîne de montagne des Himalayas, la plaque indienne entre en collision avec
la plaque eurasienne.
Figure 5 :
Limite convergente
lithosphère continentaleLithosphère continentale
3. Limite transformante
-Endroit où deux plaques glissent l’une contre l’autre.
-Permet d'accommoder des différences dans les vitesses de déplacement ou même des
mouvements opposés entre les plaques.
-La plupart du temps, mais pas exclusivement, dans la lithosphère océanique (ex : Haiti).
-Exemple : La faille San Andreas en Californie est une limite transformante entre deux
plaques.
Figure 6 : Limite
transformante
Nom :_____________________
Partie 4 : Le volcanisme
On peut regrouper les volcan en trois catégorie :
-Les volcans de dorsale (de zone divergente).
-Les volcans de zone de subduction (zone de convergence).
-Les volcans de point chaud (pas dans une limite de plaque).
1. Le volcanisme de dorsale : éruptions de rift
-Le volcanisme se fait particulièrement dans la zone de rift de la dorsale.
-Volcanisme généralement peu explosif et le magma est peu visqueux (donc ce type de
volcan est moins dangereux).
-Essentiellement du volcanisme sous marin.
-Exemple : il y a du volcanisme le long de la dorsale médio-Atlantique.
-Un cas particulier, celui de l'Islande, carrément assise sur la dorsale de l'Atlantique-Nord et
qui est formée uniquement de volcans. Dans ce cas, le volcanisme de la dorsale a réussi à
s'élever au-dessus du niveau marin pour former une île volcanique.
2. Volcanisme de zone de subduction : stratovolcan
-Le volcanisme lié à l’enfoncement d’une plaque sous l’autre.
-Le magma de ce type de volcanisme est très visqueux et le volcanisme généralement
explosif (donc plus dangereux).
-Formation de strate-volcan (volcan avec une pente plus élevé).
-Forme des arcs volcaniques continentales et des arcs volcaniques insulaires.
-Ex : la ceinture de feu du Pacifique (comprend le mont St-Hélène aux Etats-Unis)
3. Volcanisme de point chaud : volcan bouclier
-Le volcanisme de point chaud est un volcanisme intraplaque (à l’intérieur d’une plaque) que
l’on retrouve principalement sur les plaques océaniques.
-On comprend mal la cause des points chauds mais on pense qu’ils prennent leur source en
profondeur dans le manteau.
-Le magma de ce type de volcanisme est généralement peu visqueux et le volcanisme peu
explosif (donc moins dangereux).
-Forme des chaînons volcaniques de point chaud.
-Le volcanisme de point chaud vient appuyer la théorie de l’étalement des fonds océaniques.
-exemple : Le chaînon Hawaï-Empereur dans le Pacifique.
Figure 2 : Formation du chaînon Hawaï-Empereur
Partie 5 : Les séismes
Lorsqu'un matériau rigide est soumis à des contraintes de cisaillement, causées le plus
souvent par le mouvement des plaques tectoniques, la lithosphère accumule l'énergie.
Lorsqu'en certains endroits, la limite d'élasticité est atteinte, il se produit une ou des
ruptures qui se traduisent par des failles. L'énergie brusquement dégagée le long de ces
failles causent des séismes (tremblements de terre).
Figure 1 :épicentre et foyer d’un séisme
Lorsqu’un séisme se produit un front d’ondes sismiques se propage dans la terre. Il existe
deux grands classement d’ondes sismiques :
-Les ondes de fond :
-Se propagent à l’intérieur de la terre
-Les ondes S et P
-Les ondes de surface :
-Se propagent à la surface de la terre
-Les ondes de Love et de Rayleigh
Exercice sur les séismes et la tectonique des plaques :
1. En observant la carte de la répartition des séismes, dites où se concentre la majorité des
séismes.
Les séismes se retrouvent principalement aux limites de plaques, qu’elles soient divergente,
convergente ou transformante.
-limites divergentes : séismes superficiels (0 à 10 km de profondeur)
-limites transformantes : séisme superficiels (0 à 10 km de profondeur)
-limites convergentes : séisme superficiel (0 à 10 km), intermédiaire (10 à 200 km) et
profond(200 à 700 km)
2. Expliquez par un schéma et quelques lignes la répartition des séismes le long des zones de
subduction. Peut-on, en observant la répartition des séismes le long des zone de subduction,
prédire la direction du mouvement.
Les séismes se produisent principalement dans la plaque qui est enfoui. Donc les séismes
superficiels se situent près de la zone de subduction alors que les séismes intermédiaires et
profonds se succèdent dans la direction de la subduction. Donc, lorsqu’on observe la
répartition des épicentres des séismes, on peut en déduire la direction de la subduction.