Aucun titre de diapositive

Leçon 8
LA STRUCTURE DE LA
TERRE ACTUELLE
Leçon 8
QUELLES SONT LES INTERROGATIONS?
Les questions:
- comment explore-t-on la structure interne de la planète ?
- comment reconnaît-on croûte, manteau et noyau?
- quel visage a le globe terrestre?
Le plan de la leçon:
- 8.1 Les ondes sismiques
- 8.2 Les ondes sismiques: une sonde de la structure de la Terre
- 8.3 La structure interne de la Terre
- 8.4 Lithosphère et asthénosphère
- 8.5 La machine thermique
- 8.6 Les mouvements du manteau
- 8.7 La composition minéralogique du manteau
- 8.8 Noyau et champ magnétique
- 8.9 La forme du géoïde
8.1 LES ONDES SISMIQUES
8.1.1
LES ONDES SISMIQUES
• Body Waves propagate through the interior of the Earth
– P: Compressional; > 6km/sec.
– S: Transversal; 4km/sec
• Surface Waves propagate at the surface of the Earth.
– Love: similar to S waves, but horizontal
– Rayleigh: combination of P and S waves
Images Source: http://www.allshookup.org/quakes/wavetype.htm
8.1.2
LES ONDES PRIMAIRES (P) ET SECONDAIRES (S)
(plus lentes que les
ondes P) de
cisaillement,
transversales par
rapport à la direction
de propagation de
l’ébranlement, de
distorsion (rotation).
(premières à être
enregistrées sur un
sismogramme)
longitudinales par
rapport à la direction
de propagation de
l’ébranlement; de
compressiondilatation (vibrations
parallèles à la
trajectoire).
•S waves involve
shear distortion but not
volume change.
Particle motion is
perpendicular to wave
propagation direction
(SH and SV).
P waves involve
volume change, but
not shear distortion.
• les ondes S ne se
propagent pas dans les
liquides
8.1.3
EXCITATION D’UNE ONDE S PAR UNE ONDE P
Le front d'onde est la surface d'isopression ou
isodéplacement. On définit le rai sismique (ou la
direction de propagation de l'onde) comme la
perpendiculaire au front d'onde.
Lorsque l'onde arrive sur l'interface, du fait de
l'inclinaison du rayon incident, les points A et B ne
reçoivent pas la même contrainte (la phase de
l’oscillation est différente en A et en B) à un instant
donné. La surface ne se déplace donc pas de la même
quantité en A et en B. Ce mouvement différentiel ne se
produit pas selon la direction de propagation de l’onde P
et est source d'une onde S qui se propage dans le solide.
Ainsi, une onde P incidente excite une onde P et une onde
S au passage de l'interface.
8.1.4a
LA VITESSE DE PROPAGATION DES ONDES SISMIQUES
Le principe
Le rapport des vitesses des deux
ondes est de l’ordre de 1.73 (Vp
1.73 plus grand que Vs)
V=Dx/Dt
Le temps séparant les arrivées
des ondes P et S augmente avec
la distance entre la source et le
capteur.
Dt
Dx
8.1.5b
VITESSE DE PROPAGATION ET DENSITE DES ROCHES
Les valeurs
8.5
8.0
Vp
(m/s)
Ultramafic rocks
La vitesse augmente
avec la densité des
terrains traversés
7.5
Eclogites
Mafic rocks
Basalt
7.0
6.5
Upper
Mantle
Granite
Felsic rocks
6.0
2.6
2.8
3.0
Vp dans :
air
eau
séd. consolidé
granite
basalte
péridotites
3.2
Density (g/cm3)
3.4
340 m/s (à 20°C)
1.500 m/s
2.000-4.000 m/s
5.000-6.000 m/s
6.000-7.500 m/s
> 8.000 m/s
3.6
8.1.6
L’ENERGIE DES TREMBLEMENTS DE TERRE
(ECHELLE DE RICHTER)
• Richter showed that, the larger
the intrinsic energy of the
earthquake, the larger the
amplitude of ground motion at a
given distance.
• He calibrated his scale of
magnitudes using measured
maximum amplitudes of shear
waves on seismometers
particularly sensitive to shear
waves with periods of about one
second.
échelle log
8.2: PHYSIQUE SIMPLIFIEE DES
ONDES SISMIQUES
8.2.1
LA PROPAGATION D’UNE ONDE SISMIQUE
UNE ONDE SE PROPAGE DANS TOUTES LES DIRECTIONS.
On définit la trajectoire d’un « rai » (ray-path) en fonction du point de détection à
la surface (sismographe).
8.2.2
REFRACTION ET REFLECTION DES ONDES SISMIQUES
Les lois de Snell-Descartes
1  2
v1
v2
sin  1
v1

sin  2
v2
8.2.3
REFRACTION ET VITESSE DES ONDES SISMIQUES
Seismic Refraction:
bending of seismic
waves due to changes in
density
Crust ~2.7-3.0 g/cm3
Mantle ~3.3-3.5 g/cm3
Outer core ~10 g/cm3
Inner Core ~12-13 g/cm3
8.2.4
LA TRAJECTOIRE DU RAI (RAY-PATH)
t - temps de détection en S
D - angle au centre FS
R – rayon de la Terre
i - inclinaison par rapport à la normale
V - vitesse
Loi de Snell Descartes :
r sini/V(r) = p = cst.
8.2.5
LA PROPAGATION DES ONDES DANS LA TERRE
From Alan Jones, SUNY, Binghamton http://bingweb.binghamton.edu/~ajones/
Earthquake
Cross Section
Through Earth
*
Time
T
1
Wavefront
Ray Path
Seismograph
Stations for
Seismograms
Ray Path is perpendicular
to wavefront
Earthquake
Cross Section
Through Earth
Stations for
Seismograms
*
Time
T
2
Wavefront
Ray Path
Seismograph
Ray Path is perpendicular
to wavefront
8.2.6
LES TRAJECTOIRES DES ONDES P DANS LA TERRE
P-wave shadow due to
refraction between liquid
outer core and the mantle
above and solid inner
core below.
8.2.7
LES TRAJECTOIRES DES ONDES S DANS LA TERRE
CORE: Liquid outer
core – S waves do not
propagate through.
8.2.8
NOMMENCLATURE DES REFLECTION DES ONDES P ET S
les réflexions à la surface
sont signalées par des
répétitions de la lettre (PP,
SS)
les réflexions sur la limite
manteau-noyau sont
signalées par la lettre c (PcP,
ScS)
la traversée du noyau est
indiquée par la lettre K (kern,
noyau en allemand) (PKP)
8.3 LA STRUCTURE INTERNE DE
LA TERRE
8.3.1a
DENSITE ET VARIATION DE LA VITESSE DES ONDES
SISMIQUES – LA ZONE DE TRANSITION LVZ
Low Velocity Zone (LVZ): (~100 km) separates lithosphere from Asthenosphere (100250 km thick).
MANTLE: ~2,900 km thick.
8.3.1b
DENSITE ET VARIATION DE LA VITESSE DES ONDES
SISMIQUES – LA MESOSPHERE
Mesosphere: solid, below asthenosphere. Higher velocities due to higher
pressure, which produces higher pressure (more closely packed) mineral phases.
Base of outer core ~5,150 km.
8.3.2
LOW VELOCITY ZONE (LVZ) AND ASTHENOSPHERE
8.3.3
LES ZONES DE TRANSITION
400-670 km
2700-2890 km
The upper 670 km of the Earth is divided up
into several layers.
The crust and uppermost mantle is the
outermost 10’s of km and is defined as the
lithosphere – the relatively strong outermost
100-150 km of the Earth.
This overlies the soft/weak asthenosphere,
which contains partial melt of the mantle
material, and is underlain by the transition
zone (400-670 km depth).
The lower mantle contains a heterogeneous
region with thickness 200-300 km, called D"
(dee-double-prime). 10-30% de réduction
de la vitesse sismique
Sitting atop the core-mantle boundary, this
layer has been credited with a diverse array
of behavior/phenomena, from scattering of
seismic waves, to partial melt and the source
of mantle plumes that carry heat all the way
to the surface.
8.3.4
REUNIR LES VISIONS GEOPHYSIQUE ET GEOCHIMIQUE
Lithosphere Crust
Mohorovicic
0
Asthenosphere
manteau supérieur
1000
Mantle
2000
Gutenberg
3000
Liquid
Outer
Core
4000
5000
Lehmann
Solid
Inner
Core
6000
Depth (km)
Mesosphere
manteau inférieur
8.3.5
NOTION DE VISCOSITE DYNAMIQUE
Viscosity is a measure of a fluid’s resistance to
flow. Think of viscosity as a coefficient that
relates the stress applied to a fluid and the fluids
response. For example:
du1
th
dx 2
Variation de la vitesse
d’un fluide contenu entre
deux plans parallèles
infinis dont l’un est mobile,
l’autre fixe
t: stress (Pa),
du1
: resulting velocity gradient in the fluid
dx 2
h : viscosity (sometimes referred to as shear
viscosity in this context). Units for viscosity are
Pascal  seconds (Pa.s).
L’unité dans le système international est le Pascal seconde (Pa.s). On utilise
également le poiseuille [Pl] ( 1 Pl= 1 Pa.s ) ou la Poise (1P = 0,1 Pa.s).
8.3.6
LA VISCOSITE DES LIQUIDES OU SOLIDES
1poise = 1 g cm-1 s-1, soit 0,1 Pa.s
8.3.7
VISCOSITE ET TEMPERATURE - PRESSION
Viscosity is highly dependent on
temperature. In “plastic flow” regime,
viscosity for a temperature change of
100°C, can change by factor of 10
Pressure effects on viscosity: Lower mantle
must be at least 1 (up to 3) order of
magnitude more viscous than the upper
mantle
Temperature-pressure effect: Viscosity may changes as much as 7 orders in the top
200 hundred km on the mantle. (King, 1995; Beaumont, 1976; Watts et al., 1982)
8.3.8
LE GRADIENT DE PRESSION
1 bar = 105 pascals
• P increases = rgh
• Nearly linear through mantle
– ~ 30 MPa/km
– ~ 1 GPa at base of average crust
• Core: r increases more rapidly since alloy
more dense
Rock densities range from 2.7 (crust) to
3.3 g/cm3 (mantle) - 270 bar/km for the
crust and 330 bar/km for the mantle
At the base of the crust, say at 30 km
depth, the lithostatic pressure would be
8100 bars = 8.1 kbar = 0.81 GPa
From Dziewonski and
Anderson (1981). Phys.
Earth Planet. Int., 25,
297-356. © Elsevier
Science.
8.4 LITHOSPHERE ET ASTHENOSPHERE
8.4.1
DISCONTINUITE DE MOHOROVICIC ET ZONE DE
TRANSITION LVZ
Moho: changement de nature de roches de la Lithosphère, entre les
granites des continents (SIAL) et les gabbros océaniques (SIMA),
d’une part, et le Manteau supérieur, d’autre part.
profondeur de Moho :
~10 km sous les océans
~30 - 40 km sous les continents, jusqu’à 70 km sous les chaînes de
montagnes
8.4.2
LITHOSPHERE: CROÛTE + MANTEAU SUPERIEUR RIGIDE
Upper mantle
Conrad
lithosphere composition
8.4.3
LA ZONE DE TRANSITION LVZ
Manteau
profondeur
(km)
Vp (km s-1)
Densité (g/cm3)
Manteau lithosphérique
rigide
60-100
8.0
3.3
7.8
3.25
p. de 200 à 400
8.5
3.5
p. de 400 à 660
10
4.0
Manteau asthénosphérique
LVZ
p. jusqu’à 200
plastique
La frontière entre Lithosphère et Asthénosphère (LVZ) n’est pas une limite
géologique entre des terrains de compositions différentes; il s’agit d’une
frontière physique, qui dépend essentiellement des conditions de pression et de
température du milieu. Cette frontière peut se déplacer dans le temps.
8.4.4
LA TRANSITION FRAGILE - DUCTILE
brittle
ductile
brittle
Brittle deformation occurs above the
friction limit (linear differential stress)
Plastic (ductile) deformation occurs where
differential stress is non-linear (exp-z)
ductile
8.4.5
LES ROCHES DU MANTEAU SUPERIEUR
Orthopyroxène: (Mg,Fe)2(Si2O6)
Clinopyroxène: (Ca,Mg,Fe,Ti,Al)2([Si,Al]2O6)
Péridotite à grenat
8.5 LA MACHINE THERMIQUE
8.5.1
RAPPELS
ORIGINE DE LA CHALEUR DE LA TERRE
Initial Cooling of Earth – dissipation of accretionary heat (kinetic energy).
Conversion of gravitational energy to heat (convective overturn, differentiation
= frictional heating).
Deceleration of the Earth (tidal friction, internal friction or inertia)
Radioactive Decay (238U, 235U, 232Th, 87Rb, 40K). Effect varies with time as the
amount of radioactive elements decreases. Important for age-dating of rocks.
TRANSFERT DE CHALEUR
Conduction: thermal vibration of constituent atoms. For most rocks this is low
(i.e., 400 km in 4.5 billion years).
Convection: flow of heat due to movement of material. Requires different
densities (high temperature gradient and high coefficient of thermal expansion).
Implications: “hotspots” moving upward.
8.5.2
BILAN THERMIQUE DE LA TERRE
44 TW (observed)
space
~8 TW
2+3 TW
44-13=31 TW
D”
core
upper mantle
lower mantle
Thinner insulating crust over oceans
is offset by more radioactive elements
in continental crust.
1TW = 1012 watts
1GW = 109 watts
8.5.3
LE GRADIENT GEOTHERMIQUE DE LA TERRE
A
Le principe de conservation de
l’énergie impose l’établissement
de gradients géothermiques.
Gradient: DT/Dx degré km-1
gradient géothermique
élevé
B
8.5.4
LE GRADIENT GEOTHERMIQUE LITHOSPHERE ASTHENOSPHERE
Production de chaleur
(désintégration U, Th, K)
Deux régimes de
transfert de chaleur
se rejoignent dans la
lithosphère au-dessus DP
de l’asthénosphère:
conductif et convectif.
Le décalage avec le
gradient mesuré vient
de l’apport de chaleur
dû à la désintégration
de certains éléments
radioactifs (40K, 238U,
232Th …) dans la
croûte.
8.5.5
L’ENIGMATIQUE COUCHE D’’
The lowermost 200 to 300 km of the
mantle (2700 to 2890 km) is refered
as the D’’ layer (3% of the Earth's
mass; about 4% of the mantle-crust
mass ).
It is characterized by a shear wave seismic
velocity discontinuity 150 to 450 km above
the core-mantle boundary (CMB) and largescale laterally heterogeneous wave seismic
velocity within the layer.
8.5.6
PLUMES THERMIQUES ET POINTS CHAUDS (HOTSPOTS)
Islande
Hawaii
Pendant 30 ans les chercheurs ont discuté de
l’origine des plumes thermiques dans le
manteau. Les géologues et les géochimistes
ont étudié le phénomène en différents points
de la Terre, notamment en Islande et à
Hawaii… mais les résultats n’ont jamais été
concluants.
En 2003, pour la première fois, un groupe de
sismologues a reconstruit l’origine de 32
panaches. Certains traversent tout le manteau
et ont leur origine à environ ~2891 km;
d’autres sont moins profonds et ont leur
origine à moins de 1000 km.
(Science 302, 2003)
~2891 km
660 km
8.5.7
POINTS CHAUDS ET MOUVEMENTS DU MANTEAU
(Science 324, 2009)
Les points chauds apparaissent d’abord à
l’aplomb des rides océaniques. Ils sont
progressivement décalés par le glissement de la
plaque tectonique. C’est en se redressant qu’ils
impriment leur existence sous la forme de
chaînes d’îles volcaniques.
8.6 LA COMPOSITION
MINERALOGIQUE DU MANTEAU
8.4.6
LES ROCHES LES PLUS PROFONDES
They were found at the Earth's surface on the island of Malaita, east of Papua New Guinea.
But they originate from deep within the planet, between 400 km and 670 km down.
BBC News, 19-May-2000
Professor Ken Collerson, from Queensland
University, has shown that the most
abundant mineral, garnet, contains a
majorite component.
Majorite = Mg3(Fe,Si)2(SiO4)3
Water up to 1% in ringwoodite: a possible
explanation for the 660 km transition zone.
Pearson et al., 2014, Nature
diamond
8.4.3
COMPOSITION DE L’ASTHENOSPHERE
discontinuities
Harzburgite (80%olv 20%OPX)
lithosphere Lherzolite (60%olv 40%OPX, grt)
MOHO
asthenosphere
Pyrolite (lherzolite-like)
Upper
mantle
Olivine  b-spinel
410
1 - TRANSITION DE PHASES
660
2 - TRANSITION DE PHASES
Pyroxene 
b-spinel + stishovite
Lower mantle Spinel 
perovskite + periclase
8.4.5
LA ZONE DE TRANSITION A 410-660 KILOMETRES
Olivine a
SiO4Mg2
410
660
Olivine b wadsleyite
Olivine g ringwoodite
LVZ
Changement de densité par transition polymorphique de l’olivine:
- 410 km: olivine a  olivine b (wadsleyite) la densité augmente de 8%
- 660 km: olivine b  olivine g (ringwoodite) la densité augmente de 2%
8.6.4
LA COMPOSITION MINERALOGIQUE DU MANTEAU
Olivine a, Mg2SiO4
Olivine b wadsleyite
Olivine g ringwoodite
Olivine: SiO4Mg2
Grenat: Si3O12Mg3Al2
Pyroxène: SiO3Mg
Pérovskite: [Ca,Fe]SiO3
8.6.5
LES TRANSITIONS DE PHASES DANS LE MANTEAU
410 and 660 km
Transition Zone
----------------- 410 km
Loss of px, ola
> Garnet + olb
----------------- 660 km
akimotoite,
(Mg,Fe)SiO3
Loss of tetrahedral structures
8.6.6
EXPERIENCES DE HAUTE PRESSION
Les enclumes diamant
8.6.7
LES CHANGEMENTS DE PHASES




Plagioclase Si2Al2O8Ca
 shallow (< 50 km)
Spinel Al2MgO5
 50-80 km
Garnet Si3O12Mg3Al2
 80-400 km
SiVI coordinance
 > 400 km
 PEROVSKITE
Phase diagram of aluminous lherzolite with melting interval (gray), sub-solidus reactions,
and geothermal gradient. After Wyllie, P. J. (1981). Geol. Rundsch. 70, 128-153.
8.7 NOYAU ET CHAMP MAGNETIQUE
8.7.1
LE NOYAU EXTERNE EST LIQUIDE
•
The outer core of the Earth is a liquid
layer about 2,266 km thick composed
of iron and nickel which lies above the
Earth's solid inner core and below its
mantle. Its outer boundary lies
2,890 km beneath the Earth's surface.
•
The temperature of the outer core
ranges from 4400 °C in the outer
regions to 6100 °C near the inner core.
Because of its high temperature,
modeling work has shown that the
outer core is a low viscosity fluid
(about ten times the viscosity of liquid
metals at the surface) that convects
turbulently
•
Convection of liquid metals in the outer
core creates the Earth's magnetic field
8.7.2
Si, O, S DANS LE NOYAU EXTERNE
Oxygen is always required in the outer core. An oxygen-rich core is a strong
indication of high-pressure and high-temperature conditions of core
differentiation in a deep magma ocean with an FeO concentration
(oxygen fugacity) higher than that of the present-day mantle.
James Badroa,b,1, Alexander S. Côtéa,c,
and John P. Brodholtc 7542–7545 |
PNAS | May 27, 2014 | vol. 111 | no. 21
8.7.2
LE NOYAU INTERNE EST SOLIDE
•
The inner core of the Earth, its innermost part, is a primarily solid ball with a
radius of about 1,220 km.
•
It is believed to consist primarily of an iron–nickel alloy, and to be about the
same temperature as the surface of the Sun: approximately 5700 K (5430 °C).
•
The field has a strong dipole moment, but has undergone reversals through
geologic time.
•
Recent evidence suggests this reversal behavior is related to the convection
currents in the liquid outer core
8.7.3
RESUME: LA STRUCTURE DU NOYAU TERRESTRE
1. Noyau :
séparé du Manteau par la
discontinuité de Gutenberg (2891 km)
Noyau externe liquide: 2891 - 5150 km
2. Graine solide: 5150 - 6371 km
 discontinuité de Lehmann (5150 km)
 Gutenberg
vitesse rotation graine :
0.3-0.5° par an >manteau et croûte
900 ans pour une révolution
complète du reste de la planète
 Lehmann
(Nature 451, 2008)
8.8 LA FORME DU GEOIDE
8.8.1
LA TERRE APLATIE AUX POLES
L'Académie des sciences prit, en 1734, le parti de
faire mesurer un arc de méridien près de
l'équateur et un autre près du pôle. Deux séries
d’expéditions furent conduites
- Pérou (1735, Godin (1704-1760)
Bouguer (1698-1758) La Condamine (1701-1774))
- Laponie (1736, Maupertuis (1698-1759),
Clairaut (1713-1765).
La Terre n’est pas vraiment une sphère:
l’ellipticité f = (a-b)/a 1/300
8.8.2
LA DEFINITION DU GEOIDE
•
•
•
Surface irrégulière correspondant
au niveau moyen des mers et qui
constitue par convention la surface
de référence altimétrique ou la
surface d'altitude zéro.
Le géoïde, qui reproduit fidèlement
les propriétés dynamiques et
géométriques de la Terre, présente
des écarts ou des ondulations par
rapport à l'ellipsoïde de référence
géodésique. Le géoïde peut aussi
varier avec le temps, à la suite, par
exemple, d'un bouleversement
géologique. Le géoïde est donc
une surface équipotentielle.
Le géoïde se prolonge sous le
niveau des continents et demeure
perpendiculaire à la ligne de force
de l'attraction terrestre.
Prochaine leçon:
LA TECTONIQUE
DES PLAQUES