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L’organisation interne du globe
A. La gravimétrie
I. La pesanteur
Elle est due à la force de gravitation universelle, la force de Newton :
F = k
Mais la Terre tourne : F = m.g
Et g prend des valeurs différentes selon :
6546851327150065468513271500288925132715003365513652500L’endroit : à l’équateur g = 978 Gal
à Paris g = 980 Gal
aux pôles g = 983 Gal
14605069850Fil à plomb
00Fil à plomb
la latitude : elle le peut aussi ainsi que le relief
l’altitude : elle peut faire varier g
g vaut donc à peu près 9,81, on peut donc en déduire la densité qui est d’environ 5,5 mais à la surface, les roches n’ont pas de densité supérieure à 2,9 ; c’est donc qu’il existe en profondeur des densités de 8,1.
II. Géoïde et ellipsoïde
Géoïde : c’est une surface équipotentielle de gravité correspondant au niveau moyen des mers.
Ce géoïde* présente souvent des dépressions ou des épaississements dus aux océans la plupart du temps. Clairault a donc créé un outil mathématique contre ces déformations : l’ellipsoïde.
Il en déduit que la Terre est fluide, donc déformable, et qu’elle est en rotation autour de son axe sans mouvement interne. Il permet donc de calculer la gravité.
III. Anomalies de gravité
On dispose de valeurs mesurées sur le terrain : gm (il existe un appareil). On dispose également de la valeur théorique mesurée selon l’ellipsoïde : gt.
3005455482600002860675699770003123565368300gm
00gm
2666365825500gt
00gt
166052573406000169100538354000Mais gt ? gm et gt est corrigeable de par les latitudes, l’altitude et la répartition des masses.
Il existe donc plusieurs types de corrections apportées à gt gtc. Or gm ? gtc à cause d’anomalies qui augmentent les interférences. On remarque que cette anomalie est positive en dessous des continents et négative au-dessus.
Il existe donc réellement des phénomènes importants en profondeur ; de plus, on distingue l’existence d’une croûte océanique plus dense qu’une croûte continentale.
IV. Hypothèses d’explication
1. Théorie de Pratt (1859)
On sait que la croûte légère (avec plusieurs densités) repose sur un substrat dense. Il imagine donc différents compartiments de densités différentes dont les hauteurs sont inversement proportionnelles à la densité.
Ainsi, les variations d’altitudes peuvent être compensées par des variations de densité. Mais ce modèle ne peut s’appliquer car il n’y a pas de surface de compensation à 100 km de profondeur.
De plus, la densité des chaînes de montagnes serait inférieure aux continents.
2. Modèle de Airy (1885)
Il pense la même chose mais prend en compte que le pendule situé en bas d’une montagne est moins dévié qu’en théorie. Il prend donc des blocs de densités moyennes égales et de hauteurs différentes. Ce qui supposerait l’existence de racines sous les reliefs (comme pour un iceberg).
Quel est l’ordre de grandeur des racines par rapport au relief ?
3306445945515003215005122555 hd = h"d’
(h’ + h")d = h"d’
h’d + h"d = h"d’
h’d = h"(d’ - d)
h" = h’
00 hd = h"d’
(h’ + h")d = h"d’
h’d + h"d = h"d’
h’d = h"(d’ - d)
h" = h’
L’Himalaya se trouvant à 8 km d’altitude, il y aurait donc une racine s’enfonçant à 40 km de profondeur.
Cette surface se situerait à 60 km de profondeur FAUX.
3. Théorie de Heiskanen (actuel)
Elle est basée sur la théorie de Airy prenant en compte Pratt, il suppose donc des blocs de densité moyenne avec une variation verticale accompagnée d’une variation horizontale.
V. Anomalies isostasiques
Si le relief s’érode, la racine doit le faire également or le seul moyen est qu’elle remonte donc il existe bel et bien un liquide visqueux en dessous de la croûte terrestre.
Isostasie* : équilibre relatif des divers compartiments de l’écorce terrestre dû aux différences de densité.
Pour le prouver, on dispose de Gmesuré et de Gthéorique corrigé isostasique. Or, gm ? gtci donc on a une anomalie isostasique, ainsi le bloc n’est pas à l’équilibre. Il descendra si l’anomalie est positive, et remontera si elle est négative.
On a l’exemple du bouclier* scandinave car depuis que cette calotte glaciaire fond, le bloc remonte. Cela a pu être observé de par des plages datant de 4 000 ans que l’on a retrouvé à 400 m d’altitude.
On peut ainsi calculer la vitesse de remontée de ce bloc : 1 cm / an et qui passe à 50 cm / an au moment de la fonte. En effet, plus un relief s’érode et plus il aura tendance à remonter.
Quand le bloc sera remonté de 200 m, on estime que le phénomène stoppera et il y aura réajustement isostasique.
B. La sismique
Un séisme est un mouvement brusque issu de l’intérieur de la Terre, qui est caractérisé par sa soudaineté et les dégâts qu’il cause.
I. Etude macro sismique
Il faut se doter d’outils pour apprécier un séisme.
Hypocentre : c’est le foyer, l’endroit à l’intérieur de la Terre où se passe la secousse. Il peut aller de 10 à 700 km de profondeur.
Epicentre : c’est la projection de l’hypocentre à la surface de la Terre.
Courbes isoséistes : ces courbes fermées réunissent les points de la Terre où un séisme s’est fait sentir avec la même intensité.
Pour évaluer cette intensité, on se dote de l’échelle de Mercali (1964), elle est basée sur les dégâts causés par les séismes et leur gravité. Elle comporte 12 degrés et quelques points de repères.
1111885571500 1 : il n’y a que les animaux qui le sentent
2 : il n’y a que les personnes au repos
…
6 : des cheminées peuvent tomber
…
8 : il n’y a que les arbres qui tombent
…
12 : tout est détruit, on peut voir le sol onduler
On crée ensuite une deuxième échelle : une échelle de magnitude. C’est une échelle d’énergie libérée mise au point par Richter, c’est donc une échelle ouverte car l’énergie libérée peut toujours être supérieure à la fois précédente.
Mercali
Richter
2
2,5
7
5,5
11
8
12
8,6
II. Répartition des séismes actuels
1. Zones dépourvues
Il existe des zones de la planète dépourvues de séismes :
Les boucliers qui sont des zones très anciennes (ex : boucliers scandinaves et africains).
Les océans
2. Les alignements
Il y a des zones sismiques linéaires, on observe ainsi 4 alignements :
a. L’alignement péripacifique (voir vidéo sur geologie.free.fr)
Il représente plus de 80% des séismes mondiaux, il est appelé le cercle de feu car il est associé au volcanisme.
b. L’alignement mésogéen
Il est associé à des chaînes de montagnes ou des volcans, comme la chaîne alpine qui s’étend d’Afrique en Asie, ou la zone des volcans méditerranéens. Il représente environ 15% des séismes mondiaux.
c. L’alignement des rifts océaniques
156908516313150014776451629410001569085135509000147764513550900014776451080770001386205108077000166052580645000147764580645000156908553213000 Ils représentent 4% des séismes mondiaux, ils se situent dans les zones médio-atlantiques, médio-indiennes ou est pacifiques (San Francisco).
Les rides océaniques sont tronçonnées ; les séismes se
situent entre les segments.
d. L’alignement du rift africain
Moins de 1% du volcanisme mondial.
3. Séismes profonds
Il existe en effet des séismes très profonds dont l’origine est différente des autres.
III. Etude micro sismique
Elle se fait grâce au sismographe qui détecte les séismes de très faible intensité, car les sismographes sont de grands pendules à fort moment d’inertie.
1. Trois types d’ondes sismiques
Toutes les stations envoyaient leurs trains d’ondes à Strasbourg. Les hodographes sont les graphes rassemblant les différents trains d’ondes des différentes stations.
2. Interprétation
Les ondes L dessinent une droite donc :
- la vitesse est constante puisqu’elle est proportionnelle à la distance
- le milieu traversé par les ondes L est homogène
- il n’y a pas d’ondes L pour les séismes profonds
Les ondes L se propagent donc à la surface de la Terre. Les ondes L comprennent les ondes G, les ondes L (Love), les ondes Q et les ondes R (Rayleigh).
Puisque l’on trouve des courbes pour les ondes P et S, c’est que la vitesse est variable et qu’elles traversent des milieux hétérogènes.
Lorsque l’on fait le rapport , on trouve un résultat égal à ; or c’est la vitesse de propagation dans un milieu solide et élastique ; de plus, les ondes P sont longitudinales (ondes de compression) et les S transversales (ondes de cisaillement).
Puisque leur vitesse varie, elles traversent des milieux hétérogènes et ce parcours est concave.
3. Les ondes réfractées
On s’aperçoit de plusieurs types d’ondes P et S :
On peut ainsi calculer leur vitesse :
V = 5,6 km.s-1 correspond à la vitesse de propagation dans le granite (<6).
Vp* = 6,5 km.s-1 correspond à la vitesse de propagation dans le basalte (<7).
Vp = 8,2 km.s-1 correspond à la vitesse de propagation dans la péridotite (>7).
Ces ondes se propageraient donc dans des milieux de plus en plus profonds, ce qui induit l’existence d’ondes réfractrices.
4. Existence d’une zone d’ombre
Il existe une zone d’ombre qui bloque les ondes P et S. Au-delà, on peut trouver des ondes P’ et pas de S’.
Interprétation :
Il existe en profondeur une zone très réfringente, donc de nature fluide, qui arrête les ondes S et dévie les ondes P.
35807654403725Métaux lourds en fusion, nature
viscoplastique fluide
00Métaux lourds en fusion, nature
viscoplastique fluide
8375651934845002940685220916500146054220845Zone solide plus dense
00Zone solide plus dense
5. Les discontinuités
Pour les ondes P, on constate un amortissement des ondes : les graphiques vont en décroissant. En fait, elles se réfléchissent sur des discontinuités.
Discontinuité de Gutenberg : 2 900 km Séparation manteau / noyau externe.
Discontinuité de Lehmann : 5 000 km Séparation noyau externe / noyau interne.
Discontinuité de Mohorovicic : 10 à 100 km Le Moho séparation manteau / croûte légère.
Discontinuité de Conrad : Séparation granite / basalte (on ne la trouve donc
pas en domaine océanique.
Discontinuité de Repetti : 800-900 km dans le manteau (elle n’est pas constante).
6. Le LVL (Low Velocity Layer)
La vitesse de propagation dans les péridotites augmente au fur et à mesure que la profondeur augmente.
