\chapter{La structure du globe terrestre}

\section{Introduction}

La Terre est une planète dont le rayon mesure \numprint{6350} km. La découverte de sa structure profonde s'est construite en plusieurs dizaines d'années. 
%Pour connaître sa structure profonde, on peut réaliser des forages, mais le plus profond d'entre eux ne dépasse par 15 km. Différentes méthodes indirectes ont permis d'étudier la structure de notre planète. 
Pour cela, les scientifiques ont pu réaliser des forages, mais les plus profonds ne dépassant pas 15~km; il a fallu faire appel à des méthodes indirectes pour étudier la structure interne de notre planète.

\begin{problematique}
Quelle est la structure interne de notre planète ?
\end{problematique}


\section{Des contrastes entre les continents et les océans}

\begin{problematique}
Quelles sont les principales différences entre le domaine continental et le domaine océanique ?
\end{problematique}


La surface de la Terre est marquée par un contraste des altitudes entre le domaine continental et le domaine océanique. En effet, la répartition des altitudes à la surface du globe présente deux maxima: autour de 300~m au-dessus du niveau de la mer pour les continents et autour de $-\numprint{4800}$~m au-dessous du niveau de la mer pour les fonds océaniques. Cette distribution \textit{bimodale} des altitudes révèle un contraste géologique entre continents et océans. Si la nature des continents et des océans étaient la même, la fréquence des altitudes suivrait une courbe gaussienne.

\begin{figure}
\begin{center}
\includegraphics{152_6_crs_1}
\end{center}
\figcaption{Distribution des altitudes terrestres par rapport au niveau de la mer.}
\end{figure}

\Par

Ces observations reflètent un contraste entre le domaine continental et le domaine océanique. Ce contraste géologique va se retrouver dans la nature des roches de la croûte terrestre et leur densité.  En effet, au cours du 20\ieme siècle, l'accumulation des données a permis aux géologues d'élaborer une représentation exacte des enveloppes superficielles du globe. Dans cette représentation, on distingue une couche rigide, la \textit{lithosphère}, reposant sur \textit{l'asthénosphère plus ductile}. La lithosphère est elle-même composée de la \textit{croûte terrestre} (croûte continentale ou croûte océanique) et du \textit{manteau lithosphérique}. 

\subsection{Quelques notions de pétrographie}

La \textit{pétrographie} est la science qui a pour objectif la description des roches et l'analyse de leur composition minéralogique et chimique.

La classification traditionnelle des roches se fait selon leur contexte de formation. Sur Terre, on distingue plusieurs types de roches : 
\begin{itemize}
\item les \textit{roches sédimentaires}, qui sont des roches formées à partir de particules issues de l'altération d'autres roches, leur transport puis leur dépôt;
\item les \textit{roches magmatiques}, qui sont issues de la solidification d'un magma. Lorsque ce magma refroidit rapidement en surface, on parle de \textit{roche magmatique volcanique} ou \textit{éruptive}. Lorsque ce magma refroidit lentement en profondeur, on parle de \textit{roche magmatique plutonique};
\item  les \textit{roches métamorphiques}, qui sont issues de transformations de roches à l'état solide. 
\end{itemize}

La texture (ou structure) d'une roche magmatique permet de caractériser la disposition et l'assemblage des minéraux. 


Ainsi on peut distinguer :

\begin{itemize}
\item \textit{Roche à texture grenue} : c'est une roche entièrement cristallisée. Les cristaux, de grandes tailles, appelés \textit{phénocristaux}, se sont formés par un refroidissement lent de la roche. 

\item \textit{Roche à texture microlithique} : c'est une roche dont les cristaux microscopiques, appelés \textit{microlites}, sont inclus dans du verre (constituant une pâte amorphe). Les cristaux se sont formés par un refroidissement plus rapide de la roche. 
\end{itemize}

\subsection{Composition pétrographique de la croûte terrestre}

Sous une mince couche de \textit{roches sédimentaires}, la \textit{croûte océanique} est constituée principalement de deux types de roches : le basalte (a) en surface, roche magmatique volcanique, et le gabbro (b) en profondeur, roche magmatique plutonique. \Cf{ch6exo1}, \textit{photo 2}. 

\Par

\begin{figure}
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\includegraphics{153_6_crs_2}
\figcaption{Structure et composition du basalte (a) et du gabbro (b).}
\end{center}
\end{figure}

La mesure des densités des différentes roches permet de retenir une densité moyenne de 2,9 pour la croûte océanique. 

La \textit{croûte continentale} est, quant à elle, principalement constituée de granite et d'autres roches  magmatiques chimiquement proches, les \textit{granitoïdes}, ainsi que de roches métamorphiques, comme les \textit{gneiss} issus de la transformation du granite sous l'effet de la pression et de la température. En surface, un mince plaquage de roches sédimentaires, constituant moins de 5\% du volume de la croûte, recouvre le socle de roches magmatiques, granitiques et métamorphiques. 

\enlargethispage*{3em}

\begin{figure}
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\includegraphics{153_6_crs_3}
\figcaption{Structure et composition minéralogique du granite.}
\end{center}
\end{figure}

La mesure des densités des différentes roches permet de retenir une densité moyenne de 2,7 pour la croûte continentale. 

\subsectionnn{Tableau récapitulatif}

\begin{center}
\begin{tabular}{|M{18mm}|*2{>{\centering\arraybackslash}m{15mm}|}*2{>{\centering\arraybackslash}m{20mm}|}}
\tabulartitle\hline
& Densité\newline moyenne & Roches\newline principales & Famille de\newline roche & Structure de\newline la roche\\
\hline
Croûte\newline océanique & \multirow{2}{*}{2,9} & Basalte & Magmatique volcanique & Structure\newline microlithique\\
\cline{3-5}
 &  & Gabbro & Magmatique plutonique & Structure\newline grenue\\
 \hline
Croûte\newline continentale & 2,7 & Granite & Magmatique plutonique & Structure\newline grenue\\
\cline{3-5}
& & Gneiss & Métamorphique & Litée\\
\hline
\end{tabular}
\end{center}

\Par

Ainsi, les roches constitutives de la croûte continentale et de la croûte océanique ont des compositions minéralogiques différentes qui expliquent leur différence de densité et donc la différence de relief entre les deux domaines.



\section{L'apport des études sismologiques et thermiques à la connaissance du globe terrestre}

\begin{problematique}
En quoi les données sismologiques et thermiques permettent de mieux comprendre la structure interne de notre planète ?
\end{problematique}

\subsection{Les apports des données sismologiques}

\textit{Rappels de cycle 4 :}
\begin{itemize}
\item un séisme résulte de la libération brutale d'énergie lors de la rupture de roches soumises à des contraintes;
\item des ondes sismiques se propagent à partir du foyer (lieu de rupture des roches) et traversent les couches plus ou moins profondes de la Terre. L'épicentre est la zone en surface à la verticale du foyer;
\item les ondes sismiques sont enregistrées par des sismographes, en différentes stations réparties sur tout le globe. 
\end{itemize}

Selon la nature des roches traversées, la vitesse et le trajet des ondes sismiques peuvent être modifiées (\cf{ch7-donnsism}). Ainsi, l'analyse des ondes après leur arrivée à la station permet d'en déduire quelques caractéristiques du globe. Trois catégories d'ondes peuvent être enregistrées au cours d'un séisme :\enlargethispage*{3em}

\begin{itemize}
\item les \textit{ondes P}, les plus rapides (P = premières), qui se propagent par compression et décompression. Elles peuvent traverser des milieux solides et liquides;
\item Les \textit{ondes S}, arrivant après les ondes P (S = secondes), qui se propagent par cisaillement, peuvent traverser uniquement des milieux solides;
\item les \textit{ondes L}, qui sont des ondes superficielles et ne permettent donc pas de mieux connaître la structure profonde du globe. 
\end{itemize}

Lorsqu'une onde sismique rencontre un milieu de nature ou de densité différente, sa trajectoire est déviée.  Une partie de l'onde se réfracte, c'est-à-dire qu'elle traverse le nouveau milieu mais avec une déviation. L'autre partie de l'onde se réfléchit, c'est à dire qu'elle reste dans le premier milieu mais en partant dans une nouvelle direction. Ainsi, s'il existe des couches aux propriétés différentes à l'intérieur du globe, on pourra les identifier en reconstituant les déviations subies par les ondes sismiques. La frontière entre deux milieux différents est appelée \textit{surface de discontinuité}. La vitesse de propagation des ondes sismiques augmente avec la densité et la rigidité des matériaux traversés. Ainsi, il a pu être montré que la Terre est constituée de couches concentriques de densité croissante. 

\subsection{La construction d'un modèle structural de la Terre}
\enlargethispage*{5em}


Les progrès de la sismologie ont permis de construire en 1981 un modèle de la Terre, appelé PREM (Preliminary Reference Earth Model) établissant les vitesses des ondes sismiques jusqu'au centre de la Terre. 

\textit{Une distinction croûte-manteau :} l'étude de la vitesse des ondes P en divers endroits du globe a permis de montrer que celle-ci augmente brutalement vers 6-7 km de profondeur au niveau océanique et vers 30 km de profondeur au niveau continental. Cette variation montre qu'il existe une discontinuité séparant la croûte du manteau : le MOHO. Cette discontinuité permet ainsi de mesurer l'épaisseur de la croûte océanique et de la croûte continentale. 

\textit{Une discontinuité lithosphère-asthénosphère :} dans le manteau supérieur, il existe une zone où la vitesse des ondes sismiques diminue progressivement. Cette zone de ralentissement des ondes sismiques (appelée LVZ pour Low Velocity Zone) permet de distinguer la lithosphère rigide au-dessus de l'asthénosphère, plus ductile, en dessous. 

\Par

\begin{figure}
\begin{center}
\includegraphics[height=45mm]{155_6_crs_4}
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\figcaption{Comparaison de la vitesse de propagation des ondes sismiques en zone continentale et océanique.}\label{ch7-vitessepropagation}
\end{figure}

\newpage

\begin{figure}
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\includegraphics[height=40mm]{156_6_crs_5}
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\figcaption{Modèle actuel des enveloppes superficielles du globe, élaboré à partir des données sismiques.}\label{ch7-enveloppes}
\end{figure}

À partir de données telles que celles de la figure \ref{ch7-vitessepropagation}, les géophysiciens ont élaboré un modèle (figure \ref{ch7-enveloppes}) dans lequel la croûte océanique est à la fois moins épaisse et plus dense que la croûte continentale. Cette différence permet d'expliquer la différence d'altitude entre océans et continents. La lithosphère, très rigide, de 100 à 120 km de d'épaisseur repose sur l'asthénosphère, moins rigide que la lithosphère. 

Il est possible de mettre en évidence une distinction claire entre lithosphère et asthénosphère au voisinage des fosses océaniques dans les \textit{zones de subduction}. La subduction est le plongement d'une plaque subduite sous une plaque chevauchante dans un contexte de frontière de plaques convergentes. Wadati et Benioff constatent qu'au niveau des zones de subduction les foyers des séismes se répartissent selon un plan incliné d'une épaisseur d'environ 100 km et qui plonge plus ou moins brutalement sous la fosse puis sous l'arc volcanique.
\enlargethispage*{4em}

\begin{figure}
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\includegraphics[height=80mm]{156_6_crs_6}
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\figcaption{Schéma de la subduction d'une plaque lithosphérique océanique sous une plaque continentale.}
\end{figure}

\newpage

Les foyers des séismes, de plus en plus profonds en s'éloignant de la fosse, peuvent atteindre une profondeur maximale de 700 km environ. Ces observations révèlent la présence, jusqu'à une profondeur importante, d'une structure rigide, au comportement cassant.  Les études sismiques dans les zones de subduction permettent de montrer que \textit{la lithosphère est une structure rigide qui s'enfonce dans l'asthénosphère, structure plus ductile}. 

\begin{attention}[ne pas confondre croûte et lithosphère]
Ne pas confondre la croûte terrestre (océanique ou continentale) et la lithosphère qui sera mise en mouvement (qui comporte la croûte ET la partie rigide du manteau). La lithosphère continentale est donc formée de la croûte continentale et du manteau lithosphérique, alors que la lithosphère océanique est formée de la croûte océanique et du manteau lithosphérique.  
\end{attention}


\textit{Une discontinuité manteau-noyau :} à \numprint{2900} km de profondeur, la vitesse des ondes P décroît brutalement, tandis que les ondes S disparaissent totalement. Cela montre qu'à partir de cette profondeur, la matière devient liquide : c'est le \textit{noyau externe}.  Cette surface de discontinuité constitue la \textit{discontinuité de Gutenberg}. La discontinuité entre le manteau et le noyau est confirmée par l'existence d'une anomalie dans la réception des ondes. Cette anomalie, que l'on appelle zone d'ombre, se retrouve en n'importe quel point du globe. 

\textit{Une discontinuité noyau externe-noyau interne : }
à \numprint{5100} km de profondeur, la vitesse des ondes P augmente à nouveau brutalement tandis que les ondes S réapparaissent et se propagent à nouveau. Cette nouvelle discontinuité, appelée \textit{discontinuité de Lehmann}, indique l'existence d'un noyau interne (appelée \textit{graine}), à l'état solide.

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\begin{figure}
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\includegraphics{157_6_crs_7}
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\figcaption{La structure interne de la Terre.}
\end{figure}

\newpage

\NathanLiveVideo[\PictoVideo\ Retrouvez la structure du globe terrestre en vidéo avec \PictoNathanLive]{structre globe terrestre}{}

\subsection{Les apports des données thermiques}

Plus on s'enfonce dans le sous-sol, plus la température augmente. Le gradient géothermique mesure l'importance de cette variation de température avec la profondeur. En moyenne, le gradient vaut environ 3°C pour 100 m dans la lithosphère. Ces données montrent que la limite entre la lithosphère et l'asthénosphère est l'\textit{isotherme} \numprint{1300}°C. Il y a ainsi un transfert de chaleur des profondeurs de la Terre vers la surface. 

Le gradient géothermique montre des différences selon les enveloppes internes, liées aux mode de transfert thermique.

Ce transfert peut se faire à travers deux processus physiques :
\begin{itemize}
\item \textit{la conduction} : c'est un transfert de chaleur par contact direct sans mouvement de matière;
\item \textit{la convection} : c'est un transfert de chaleur efficace associé à un mouvement de matière. 
\end{itemize}

La convection concerne les roches du manteau. Au niveau des fosses océaniques, dans les zones de subduction, la lithosphère plongeant du fait de sa densité apporte du matériel froid dans le manteau. Du matériel mantellique chaud d'origine plus profonde monte au niveau des dorsales océaniques. Ces mouvements de convection mantellique induisent les mouvements horizontaux des plaques lithosphériques.

Le flux géothermique correspondant à la quantité d'énergie thermique d'origine interne dissipée en surface par unité de surface:

\begin{itemize}
\item la remontée de matériel asthénosphérique au niveau des dorsales océaniques a pour conséquence un flux géothermique élevé;
\item la descente de matériel lithosphérique au niveau des zones de subduction, entrainant un flux géothermique faible.
\end{itemize}
\enlargethispage*{\baselineskip}

\begin{figure}
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\includegraphics{158_6_crs_8}
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\figcaption{Les mouvements lithosphériques : conséquences de la convection du manteau.}
\end{figure}


La propagation des ondes sismiques dans les profondeurs de la Terre peuvent révéler des anomalies de vitesse par rapport au modèle PREM. Ces variations de vitesse sont alors interprétées comme des hétérogénéités thermiques au sein du manteau. 

\Cf{ch6exo12}
