Ce chapitre a été réalisé durant l’année scolaire 2019-2020 – dernière MAJ juin 2019.

Mise en forme en cours

Introduction – Histoire des sciences

1. La sphéricité de la Terre

La sphéricité de la Terre a été devinée puis montrée par les scientifiques grecs dans l’Antiquité. Aristote (384 – 322 av. J.-C.) s’appuie sur l’observation des étoiles dans son « Traité du ciel » pour montrer la sphéricité de la Terre : « D’après la manière dont les astres se montrent à nous, il est prouvé que non seulement la Terre est ronde, mais même qu’elle n’est pas très grande, car il nous suffit de faire un léger déplacement, vers le Sud ou vers l’Ourse, pour que le cercle de l’horizon devienne évidemment tout autre »

Quelques dizaines d’années plus tard, Eratosthène (v. 276 – v. 194 av. J.-C.) se rend célèbre pour avoir mesuré la circonférence de la Terre par des mesures géométriques. Aujourd’hui, la forme sphérique de la Terre nous est familière grâce aux images spatiales (satellites, missions lunaires, etc.).

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Schéma – Mesures d’Eratosthène pour calculer le diamètre et le rayon de la Terre

2. La nature et la composition de la Terre

Depuis Aristote, plusieurs philosophes, érudits et savants se sont interrogés sur la composition de la Terre. De nombreuses représentations et hypothèses ont été proposées.

Au début de 19ème siècle avec l’avènement de la géologie, Cordier (1777-1861) propose que la Terre est formée d’une énorme masse de roches en fusion sur laquelle repose une croûte fine. Il s’appuie sur la mesure de l’augmentation de température dans les mines (+1°C tous les 25 m). Tout au long du siècle, les scientifiques (géologues et physiciens) s’interrogeront sur la nature liquide ou solide des roches composant la Terre. Parallèlement, l’étude la répartition des densités à l’intérieur de la Terre amènera des scientifiques à proposer l’existence d’un noyau ferreux au centre de la Terre.

Au début du 20ème siècle, l’apport de la sismologie permettra de mettre en évidence l’existence de plusieurs enveloppes terrestres telles qu’on les connaît aujourd’hui.

Problématiques du chapitre : Quelle est la structure interne du globe terrestre ? Quelles sont les méthodes qui permettent de connaître cette structure ?

I – Des contrastes entre les continents et les océans

 Télécharger / ouvrir TP1 – Comparaison des 2 croutes

 Télécharger / ouvrir TP1 – Tableau Annexe

 Télécharger / ouvrir TP1 – Corrigé du tableau annexe

Introduction : La distribution des altitudes à l’échelle du globe

L’étude de la distribution des altitudes à la surface de la Terre nous permet de mettre en évidence une distribution bimodale : l’altitude moyenne des océans est d’environ -4800m tandis que l’altitude moyenne des continents est de +300m.

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Graphique représentant la distribution bimodale des altitudes sur Terre

  1. Observation des roches de la croûte océanique

Pb : Quelles sont les roches qui composent les croutes continentales et océaniques? Ces compositions permettent-elles d’expliquer cette différence d’altitude très marquée ?

Des explorations sous-marines et des carottages, ont permis aux géologues d’observer les roches de la croûte océanique.

On observe en surface des sédiments (apportés par l’érosion des continents – voir cours de 2nde).  Ils recouvrent des couches plus ou moins épaisses de basaltes en coussins, puis des basaltes en filons et des gabbros (voir schéma ci-contre).

L’observation macroscopique des basaltes et gabbros nous montre qu’il s’agit de roches magmatiques, c’est-à-dire issues du refroidissement d’un magma.

La texture des roches magmatiques

Texture grenue : se dit d’une roche dont les cristaux sont visibles à l’œil nu du fait d’un refroidissement lent en profondeur

Texture microlithique : se dit d’une roche dont peu ou pas de cristaux sont visibles à l’œil nu du fait d’un refroidissement rapide en surface ; à l’œil nu, la roche a un aspect uniforme formant une pate ou un verre

L’observation microscopique des basaltes montre la présence de quelques cristaux d’olivine, de pyroxène et de feldspaths plagioclase entourés d’une pâte non cristallisée, appelée verre. La texture du basalte est dite microlithique. La présence d’un verre montre que le magma à l’origine des basaltes a refroidi rapidement, en conséquence, les minéraux n’ont pas tous eu le temps de former des cristaux (voir 1ère Enseignement scientifique).

Observation de basalte à l’œil nu (à gauche) et schéma d’interprétation d’une lame mince de basalte observée au microscope (à droite)

L’observation microscopique des gabbros nous confirme la présence de cristaux d’olivine, de pyroxène et de feldspaths plagioclase (observable également à l’œil nu). Toute la roche est entièrement cristallisée, la texture est dite grenue. Cette cristallisation complète des minéraux du gabbro montre que le magma à l’origine des gabbros a refroidi lentement.

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Observation de gabbro à l’œil nu (à gauche) et schéma d’interprétation d’une lame mince de gabbro observée au microscope (à droite)

Nous avons mesuré la densité des roches de la croûte océanique : elle est d’environ 2,9.

Point méthode : calculer la densité d’une roche

La densité d’une roche est égale à la masse volumique de cette roche divisée par la masse volumique de l’eau. On mesure donc la masse de la roche (en g ou en kg) et son volume (en mL ou L). Sachant que la masse volumique de l’eau est de 1kg.L-1 ou 1g.mL-1, on peut en déduire la densité de la roche ( ! paramètre sans unité !)

  1. Observation des roches de la croûte continentale

L’étude des cartes géologiques, comme la carte de France au 1/106ème nous montre une grande de diversité de roches en surface des continents : des roches sédimentaires (calcaires, grès, argiles…), des roches magmatiques (notamment de la famille des granites) et des roches métamorphiques*.

Des études de la croûte continentale en profondeur montrent qu’elle a globalement la composition d’un granite.

L’observation d’un granite à l’œil nu et au microscope montre une roche grenue, complètement cristallisée, formée de quartz, de feldspath potassique, de feldspath plagioclase et de micas.

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Observation de granite à l’œil nu (à gauche) et schéma d’interprétation d’une lame mince de granite observée au microscope (à droite)

Nous avons mesuré la densité de croûte continentale, comme celle d’un granite : elle est d’environ 2,7.

* les roches métamorphiques sont des roches qui ont subis de fortes transformations à l’état solide suite à de fortes augmentations de pressions et/ou de température. A l’origine les roches métamorphiques pouvaient être des roches sédimentaires ou magmatiques.

Transition : les deux croutes étudiées sont donc constituées de roches magmatiques sur lesquelles reposent des roches sédimentaires. On peut donc s’intéresser à la nature des roches présentes sous ces croutes.

  1. Observation des roches sous les croutes

L’observation microscopique des péridotites nous montre la présence de cristaux d’olivine et de pyroxène (observable à l’œil nu). Toute la roche est entièrement cristallisée, la texture est dite grenue. Cette cristallisation complète des minéraux de la péridotite est liée à sa position en profondeur (sous les croutes océanique et continentale). Les deux croutes reposent donc sur la même roche : la péridotite, qui correspond à la roche de la couche plus profonde appelée le manteau.

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Observation de péridotite à l’œil nu (à gauche) et schéma d’interprétation d’une lame mince de péridotite observée au microscope (à droite) OL = olivine et PY = pyroxène

Conclusion : comparaison de la croûte océanique et de la croûte continentale

L’observation des roches des croûtes océaniques et continentale révèle un contraste important d’un point de vue de la composition rocheuse. La mesure de la densité des roche donne un premier élément d’explication à la différence d’altitude entre continents et océan : la croûte océanique est plus dense que la croûte continentale !

II – L’apport des études sismologiques à la connaissance de la structure du globe

 Télécharger / ouvrir TP2 – Etude des ondes sismiques

 Télécharger / ouvrir TP2 – Consignes

 Télécharger / ouvrir TP2 – Fiche Atelier 1

 Télécharger / ouvrir TP2 – Fiche Atelier 2

 Télécharger / ouvrir TP2 – Fiche réponse à compléter

Rappels – Séismes et ondes sismiques

Au collège, nous avons vu que des ruptures se produisent dans les roches du fait des contraintes tectoniques. Ces ruptures entraînent la libération brutale d’énergie sous la forme d’ondes sismiques à l’origine des séismes.

  1. La propagation des ondes sismiques dans les roches

Problème : comment l’étude des ondes sismiques nous renseigne-t-elle sur la structure interne du globe ?

Il existe plusieurs types d’ondes sismiques. Nous nous intéresserons aux ondes P (ondes de compression) et aux ondes S (ondes de cisaillement).

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Schéma représentant les différents types d’ondes sismiques

Des mesures réalisées en classe à l’aide de capteurs piézométriques, de barres de roches et du logiciel Audacity, ont permis de mettre en évidence que les ondes sismiques se déplacent avec des vitesses de l’ordre du km.s-1 et que leur vitesse dépend : du type de roche, de la température et de la masse volumique du matériau traversé.

On peut également mettre en évidence que les ondes sismiques changent de direction* au niveau d’une discontinuité (changement de matériau) : certaines ondes sont réfractés, d’autres sont réfléchis. 

* Remarque : comme les rayons lumineux.

  1. L’étude du trajet des ondes sismiques en profondeur et le modèle PREM

L’étude du trajet et de la vitesse des ondes P et S permet de mettre en évidence l’existence de discontinuités :

  • la discontinuité Mohorovicic (« le Moho ») qui sépare la croûte océanique ou continentale du manteau ; le Moho est situé à environ 7 km sous les océans et à environ 30 km sous les continents ;
  • la discontinuité de Gutenberg à 2900 km de profondeur, qui sépare le manteau et le noyau externe ;
  • la discontinuité de Lehman à 5100 km de profondeur, qui sépare noyau externe (liquide) et noyau interne (solide) ;

Schéma de la structure interne du globe

L’étude du trajet des ondes sismiques et des vitesses des ondes à l’intérieur de la Terre permet de proposer un modèle de structure interne de la Terre* : le modèle PREM (Preliminary Reference Earth Model).

Schéma représentant le modèle PREM

*Important : pour connaître la composition des différentes enveloppes, les géologues s’appuient également sur les informations tirées de météorites formées en même temps que la Terre et le système solaire.

  1. La distinction lithosphère-asthénosphère

Le modèle PREM permet de distinguer la limite croûte/manteau notamment grâce au Moho (discontinuité de Mohorovicic).

L’étude de la vitesse des ondes sismiques P et S montrent un ralentissement des ondes dans une zone comprise entre 100 et 200 km. Cette zone est appelée LVZ (Low Velocity Zone).

Les scientifiques interprètent le ralentissement des ondes dans cette zone comme un changement du comportement mécanique des roches. Les roches situées au-dessus de la LVZ ont un comportement cassant et forment la lithosphère. Les roches situées sous la LVZ ont un comportement ductile (plus « mou ») et forme l’asthénosphère.

La lithosphère comprend donc la croûte (croute continentale ou croute océanique) et la partie supérieure du manteau. La limite lithosphère/asthénosphère est une limite « mécanique » qui correspond à un changement de comportement cassant/ductile des roches du manteau (péridotites).

Attendus de fin de paragraphe– connaitre les principales structures du globe terrestre (modèle PREM)- connaitre les principes de l’utilisation des ondes sismiques dans la détermination de la structure du globe

III – L’apport des études thermiques à la connaissance de la structure du globe

Problème : comment les études thermiques nous renseignent-elles sur la structure interne du globe ?

 Télécharger / ouvrir Activité géotherme

 Télécharger / ouvrir Correction activité géotherme

  1. Le géotherme terrestre

Le géotherme est la courbe qui permet de décrire l’évolution de la température des matériaux en fonction de la profondeur. Pour définir le géotherme, on s’appuie sur quelques observations :

  • des mesures de flux thermique en surface,
  • des mesures dans la croûte (augmentation de 30°C/km dans la croûte),
  • la connaissance des températures de changement de phase de certains minéraux (olivine) ;
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Graphique de l’évolution de la température interne de la Terre en fonction de la profondeur (Source : https://planet-terre.ens-lyon.fr/ Pierre Thomas)

On constate que le refroidissement est plus rapide au niveau de la croûte que au niveau du manteau.

  1. La tomographie sismique

Lorsque l’on observe la vitesse des ondes sismiques P et S dans le manteau, on constate que celle-ci vont légèrement plus vite, ou légèrement plus lentement que ce que laisse envisager le modèle PREM. On appelle cela des anomalies de vitesse.

Les anomalies de vitesses positives sont interprétées comme des zones où le manteau est légèrement plus froid. Les anomalies de vitesse négative sont interprétées comme des zones où le manteau est légèrement plus chaud.

L’étude de profil de tomographie montre que le manteau n’est pas homogène au niveau de sa température.

https://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/objets/Images/convection-mantellique-tectonique-plaques/tomographie-sismique.jpg
Attendus de fin de paragraphe– savoir définir et expliquer le géotherme- connaitre les variations de vitesse des ondes en fonction de la température (accélérées dans le froid, ralenties dans le chaud)

Conclusion

La connaissance de la structure et de la composition de la Terre a beaucoup progressé au 20ème siècle grâce à l’apport des études sismiques et thermique. On sait maintenant que la Terre a une structure en enveloppes concentriques avec au centre un noyau métallique (voir modèle PREM). On connait les principales roches et caractéristiques structurales de surface (et de faible profondeur – quelques centaines de km) de la Terre. On cherche maintenant à comprendre et à expliquer la dynamique de notre planète.