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Chap1 LA STRUCTURE DE LA TERRE

Objectifs :

- Décrire la constitution interne de la Terre ;

- Inventorier et apprécier les méthodes d’investigation des profondeurs terrestres.

Document 1 : Un globe constitué d’enveloppes concentriques

Mots clés

Accrétion : accroissement de la croûte océanique par remontée et refroidissement de magma

dans les rifs. Le phénomène d’accrétion est à l’origine de l’expansion des océans.

Asthénosphère : couche visqueuse, animée de courants thermiques à l’intérieur du manteau,

de 100 à 800 km d’épaisseur.

Croûte terrestre : zone superficielle du globe terrestre, d’une épaisseur moyenne de 40 km

sous les continents et de 10 km sous les océans.

Lithosphère : couche externe du globe terrestre, rigide, constituée par la croûte et le manteau

supérieur et limitée vers l’intérieur par l’asthénosphère.

Manteau terrestre : partie du globe, intermédiaire entre la croûte et le noyau.

Noyau : partie centrale du globe terrestre.

Plaque lithosphérique : unité structurale rigide, d’environ 100 km d’épaisseur, qui constitue

avec d’autres unités semblables l’enveloppe externe de la Terre.

Subduction : phénomène par lequel une plaque plonge sous une autre.

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INTRODUCTION

La terre n’est pas un bloc de pierres uniforme. Elle est plutôt constituée de plusieurs couches

qui se superposent les unes sur les autres. D’épaisseur et de densité variable, ces couches sont

composées de matériaux différents et ont des propriétés tout aussi différentes.

Pour repérer ces couches, les sismologues utilisent les ondes sismiques, et une loi : Dès que la

vitesse d'une onde sismique change brutalement et de façon importante, c'est qu'il y a

changement de milieu, donc de couche. Cette méthode a permis, par exemple, de déterminer

l'état de la matière à des profondeurs que l'homme ne peut atteindre (manteau profond,

noyau).

Ces couches sont délimitées par des zones de transition appelées discontinuités, comme

la Discontinuité de Mohorovic, celle de Gutenberg, nommée d'après le sismologue Beno

Gutenberg, ou bien celle de Lehmann.

A- LES DIFFERENTES COUCHES DE LA TERRE

On distingue alors trois couches principales, qui peuvent se subdiviser à leur tour : l’écorce

terrestre, le manteau et le noyau.

Plus en détail, la coupe de la structure interne donne le schéma suivant :

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Structure détaillée.

(1) Croûte continentale solide essentiellement granitique, surmontée par endroits de roches

sédimentaires. Elle est plus épaisse que la croûte océanique (de 30 km à 100 km sous les

massifs montagneux). La croûte terrestre représente environ 1,5 % du volume de la Terre

solide, 4,4‰ de la masse terrestre et 6,5‰ de la masse silicatée de la Terre (la Terre sans le

noyau métallique)[réf. nécessaire]

. Elle était anciennement appelée SIAL (silicium + aluminium).

(2) Croûte océanique solide essentiellement composée de roches basaltiques. Relativement

fine (environ 5 km). Elle est également appelée SIMA (silicium + magnésium).

(3) Zone de subduction, où une plaque s’enfonce parfois jusqu’à plusieurs centaines de

kilomètres dans le manteau.

(4) Manteau supérieur, qui est moins visqueux (plus « ductile ») que le manteau inférieur car

les contraintes physiques qui y règnent le rendent en partie plastique. Il est formé

essentiellement de roches telles que la péridotite (ses minéraux

sont : olivine,pyroxène, grenat).

(5) Éruptions sur des zones de volcanisme actif. Deux types de volcanismes sont représentés

ici, le plus profond des deux est dit « de point chaud ». Il s’agirait de volcans dont le magma

proviendrait des profondeurs du manteau proche de la limite avec le noyau liquide. Ces

volcans ne seraient donc pas liés aux plaques tectoniques et, ne suivant donc pas les

mouvements de l’écorce terrestre, ils seraient quasiment immobiles à la surface du globe, et

formeraient les archipels d'îles comme celui de Tahiti.

(6) Manteau inférieur aux propriétés d’un solide élastique aux échelles de temps inférieures à

l'année, plastique aux échelles de temps supérieurs au siècle. Le manteau terrestre, inférieur

comme supérieur, n’est pas liquide comme on pourrait le croire en regardant les coulées de

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lave de certaines éruptions volcaniques mais il est moins « rigide » que les autres couches.

Néanmoins, très grossièrement, sa viscosité est à celle de la glace d'eau, comme celle qui

s'écoule dans les glaciers, ce que la viscosité de la glace est à celle de l'eau. La raison

principale de l'état solide des matériaux mantelliques est que, quand on s'enfonce dans le

manteau, l'effet de pression, qui maintient l'état solide, augmente plus rapidement que l'effet

de température, qui provoque la fusion. En sens inverse, quand les matériaux mantelliques

remontent plus vite (et donc se dépressurisent) que ne le permet l'équilibre thermique par

diffusion de la chaleur transportée, par exemple par remontée adiabatique, le matériau peut

croiser son point de fusion commençante, et commencer à donner naissance à un magma dit

primaire ; ceci se produit à l'aplomb des dorsales à une profondeur d'environ 100 km

seulement. Le manteau terrestre total (supérieur + inférieur) représente 84 % du volume

terrestre.

(7) Panache de matière plus chaude qui, partant de la limite avec le noyau, fond partiellement

en arrivant près de la surface de la Terre et produit le volcanisme de point chaud.

(8) Noyau externe liquide essentiellement composé de fer à 80-85 %, plus environ 10-12 %

d'un élément léger non encore déterminé parmi le soufre, l'oxygène et le silicium, et enfin de

l'ordre de 5 % de nickel. Sa viscosité est estimée à de 1 à 100 fois celle de l’eau, sa

température moyenne atteint 4000°C et sa densité 10. Cette énorme quantité de métal en

fusion est brassée par convection, essentiellement de nature thermique (refroidissement

séculaire de la planète), et pour une plus faible partie de nature compositionnelle

(séparation, démixtion des phases). Ces mouvements interagissent avec les mouvements de la

planète, rotation quotidienne principalement, à plus longue échelle de temps, précession du

globe terrestre. La nature conductrice du fer permet le développement de courants électriques

variables qui donnent naissance à des champs magnétiques, lesquels renforcent ces courants,

créant ainsi un effet dynamo, en s’entretenant les uns les autres. Ainsi explique-t-on que le

noyau liquide est à l’origine du champ magnétique terrestre. La source d'énergie nécessaire à

l'entretien de cette dynamo réside très probablement dans la chaleur latente de cristallisation

de la graine.

(9) Noyau interne solide (également appelé « graine ») essentiellement métallique (alliage de

fer et de nickel principalement, en proportions environ 80 %-20 %) constitué par

cristallisation progressive du noyau externe. La pression, qui est de 3,5 millions de bars (350

GPa), le maintient dans un état solide malgré une température supérieure à 5000 °C et une

densité d’environ 13.

(10) Cellules de convection du manteau où la matière est en mouvement lent. Le manteau est

le siège de courants de convection qui transfèrent la majeure partie de l’énergie calorifique du

noyau de la Terre vers la surface. Ces courants provoquent la dérive des continents mais leurs

caractéristiques précises (vitesse, amplitude, localisation) sont encore mal connues.

(11) Lithosphère : elle est constituée de la croûte (plaques tectoniques) et d'une partie du

manteau supérieur. La limite inférieure de la lithosphère se trouve à une profondeur comprise

entre 100 et 200 kilomètres, à la limite où les péridotites approchent de leur point de fusion.

On trouve parfois à la base de la lithosphère (certains géologues l’y incluent) une zone

appelée LVZ (pour « Low Velocity Zone ») où on constate une diminution de la vitesse et une

atténuation marquée des ondes sismiques P et S. Ce phénomène est dû à la fusion partielle des

péridotites qui entraîne une plus grande fluidité. La LVZ n’est généralement pas présente sous

les racines des massifs montagneux de la croûte continentale.

(12) Asthénosphère : c’est la zone en dessous de la lithosphère

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(13) Discontinuité de Gutenberg : zone de transition manteau / noyau.

(14) Discontinuité de Mohorovicic : zone de transition croûte / manteau (elle est donc incluse

dans la lithosphère).

1- L’écorce terrestre

La couche externe est appelée la croûte terrestre ou l’écorce terrestre. On distingue deux types

de croûtes terrestres, la croûte continentale et la croûte océanique. La croûte continentale (30-

100 kilomètres) est plus épaisse que la croûte océanique (5-15 kilomètres), bien qu’elle soit

moins dense. La croûte continentale est plus mince sous les plaines (30-40 kilomètres), mais

beaucoup plus épaisse sous les montagnes (50-100 kilomètres). Au total, elle n’occupe que

2% du volume de la terre. L’écorce terrestre est divisée en plusieurs plaques.

On reconnaît deux types de croûte terrestre: la croûte océanique, celle qui en gros se situe

sous les océans, qui est formée de roches basaltiques de densité 3,2 et la croûte continentale,

celle qui se situe au niveau des continents, qui est plus épaisse à cause de sa plus faible

densité (roches granitiques à intermédiaires de densité 2,7 à 3). 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.

On distingue la croûte continentale (30 % de la surface terrestre) de la croûte océanique (70 %

de la surface terrestre) :

La croûte continentale forme essentiellement les continents. Certaines parties peuvent

toutefois se trouver immergées sous des mers ou des océans, comme par exemple la plate-

forme continentale. La croûte continentale est épaisse de 15 à 80 km, avec une moyenne de 30

km. Elle a une composition moyenne de roche granitique à dioritique (dite intermédiaire), de

densité 2,7 à 2,8. La majeure partie est probablement constituée de gneiss. La base de la

croûte présente des placages de Gabbro, issus de la fusion partielle et ancienne du manteau

supérieur.

La croûte océanique forme essentiellement le fond des océans. Elle est beaucoup plus

fine (5 à 7 km en général). Formée de roches basaltiques et degabbro, elle est aussi plus dense

(3g/cm³).

On pensait que la croûte terrestre était essentiellement granitique, et on la nommait

donc "sial" (silicium-aluminium), par opposition au manteau que l'on nommait "sima"

(silicium-magnésium). Maintenant, on sait que la croûte de la Terre n'a pas de composition

homogène puisque la croûte océanique est originellement différente de la croûte continentale,

et ces appellations sont obsolètes.

Il faut également savoir que les plus anciennes roches trouvées provenant de la croûte

continentale datent de 4,031 milliards d'années (Acasta Gneiss) et peut-être 4,280 milliards

d'années (Nuvvuagittuq greenstone belt). Parallèlement, les plus anciennes provenant de la

croûte océanique datent de 220 millions d'années.

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épaisseur âge (MA) composition

moyenne

croûte océanique 7 à 12 < 200 basaltique

croûte continentale 30 à 70 3 800 maxi granitique

Structure de la croûte océanique :

D'après les enregistrements sismiques ainsi que les forages, on a pu mettre en évidence trois

couches majeures composant la croûte océanique :

la couche 1 : constituée de sédiments. Son épaisseur varie fortement, selon le type

de relief sous-marin (quasi-absente au niveau des dorsales, mais pouvant atteindre

plusieurs milliers de mètres sur les bordures continentales);

la couche 2 : formée de basaltes (épaisseur moyenne : 1,5 km);

la couche 3 : la moins bien connue, étant donné que, pour le moment, aucun forage

n'a pu atteindre ce niveau. On suppose que son épaisseur avoisine les 5 km et qu'elle

est composée de gabbros (roches basaltiques cristallisées). En dessous, les péridotites

(composant le manteau) annoncent la limite inférieure de la croûte océanique.

Structure de la croûte continentale :

Cette croûte est, de loin, beaucoup moins homogène que la précédente. Cela est dû aux effets

de soulèvement, d'érosion, d'inversion parfois, des couches la composant. Cependant, on peut

observer ici encore trois niveaux :

la croûte superficielle : d'épaisseur variable (jusqu'à plusieurs milliers de mètres

dans les grands bassins sédimentaires), elle se compose de roches sédimentaires et/ou

de roches volcaniques. Parfois, l'érosion a entièrement fait disparaître cette couche;

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la croûte supérieure : constituée de roches métamorphiques et magmatiques. On

peut parfois observer l'affleurement de cette couche, provoqué par l'érosion. C'est

notamment le cas des massifs anciens (Massif Central, par exemple).

la croûte inférieure : du fait de sa profondeur (15 km), c'est la couche la plus mal

connue. Elle est composée de roches métamorphiques.

2- Le manteau

Directement sous la croûte terrestre se situe le manteau. La température du manteau est

beaucoup plus élevée (1 000 °C) et la matière est beaucoup plus dense. Il est constitué de

roches solides, les péridotites

Le manteau supérieur se trouve juste sous l’écorce terrestre. Celui-ci peut aussi se diviser en

deux couches. La couche rigide, où les matériaux sont solides, mesure 70 kilomètres

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d’épaisseur sous la croûte océanique et 150 kilomètres sous les continents. La croûte terrestre

et la couche rigide du manteau supérieur forment ensemble la lithosphère.

La couche plastique quant à elle est formée de matière en fusion et mesure 700 kilomètres

d’épaisseur. C’est cette couche plastique que l’on appelle l’asthénosphère.

Le manteau inférieur occupe alors environ 2 185 kilomètres mètres d’épaisseur, entre le

770e et le 2 885

e kilomètres. Cette couche se distingue de la précédente par sa densité puisque

les matériaux qui la composent sont solides.

La température, et la pression, augmentent avec la profondeur. Le gradient géothermique est

d'environ 3° tous les 100 m. La limite entre la lithosphère et le reste du manteau est une zone

de température constante d'environ 1300°. A cette température il y a un début de fusion des

roches. C'est donc une zone moins rigide qui permet le déplacement de la lithosphère sous

l'effet des mouvements de convection du manteau.

Ainsi la limite entre croûte et manteau est une limite d'origine chimique tandis que la limite

entre lithosphère et asthénosphère est d'origine thermique.

L’étude du manteau est difficile parce qu’il n’est pas possible de l’étudier directement. Il faut

alors utiliser des outils qui permettent de calculer les mouvements et les déplacements dans le

manteau pour obtenir des informations. C’est pourquoi ces informations obtenues sont

fragmentaires. Plusieurs équipes ont vainement tenté de forer le sol pour atteindre le manteau.

Toutefois, la profondeur maximale qui a été atteinte a été de 17 kilomètres.

Le manteau a une densité plus élevée que celle de l’écorce terrestre, mais plus faible que celle

du noyau. C’est pourquoi le manteau constitue 80% du volume de la terre, mais qu’il ne

représente que 65% de la masse.

Les matériaux radioactifs du manteau supérieur sont à l'origine de mouvements de convection

dans ce manteau, en raison de la chaleur émise par leur désintégration. Ces mouvements de

convection provoquent le déplacement de la lithosphère qui se déchire en plaques. Ils sont à

l'origine de la dérive des continents.

Le manteau est généralement solide, il ne devient liquide que dans certaines conditions. C’est

lorsque le manteau devient liquide qu’il porte le nom de magma. Le manteau va surtout se

liquéfier près des frontières entre les plaques, au niveau des crêtes médio-océaniques ou

encore à certains points chauds où le magma liquide va s’introduire dans l’écorce terrestre

pour former des volcans.

Le manteau, en géologie, est une couche intermédiaire entre le noyau planétaire et la croûte de

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la terre, d'une planète tellurique ou d'un corps rocheux suffisamment important pour avoir

subi une différenciation planétaire.

Le manteau terrestre représente un peu plus de 80 % du volume de la Terre et environ 65 %

de sa masse. Il est séparé de la croûte par la discontinuité de Mohorovicic (terme

fréquemment abrégé en moho), et du noyau par celle de Gutenberg. Ces discontinuités

marquent un contraste de densité entre les couches qu'elles séparent et portent chacune le nom

du sismologue qui les a découvertes.

On distingue (en géochimie) un manteau supérieur, source des MORB (pour Mid-Ocean

Ridge Basalts, les basaltes de dorsale) et un manteau inférieur source des OIB (Ocean Island

Basalts, issus de points chauds tels Hawaii ou La Réunion).

D'un point de vue minéralogique, la transition manteau supérieur vers manteau inférieur est

marquée par la transition de phase Olivine structure spinelle (Ringwoodite) en Perowskite +

Magnésowüstite et s'effectue à 670 km de profondeur (environ 25 gigapascals soit 250 000

atmosphères). Cette discontinuité est visible également par les ondes sismiques. Le manteau,

d'une épaisseur d'environ 2 885 km, s'étend jusqu'au noyau externe.

Le manteau supérieur est divisé en deux parties séparées par une zone dans laquelle les ondes

sismiques sont ralenties : la low velocity zone. La partie supérieure, du moho jusqu'à la LVZ

est appelée manteau lithosphérique (du fait de son comportement plus cassant). La partie

inférieure, dite manteau asthénosphérique, a un comportement ductile.

Composition

Le manteau est composé d'une seule roche, la péridotite. La roche du manteau est rarement

accessible en surface, elle a pu être étudiée au niveau des fonds océaniques sans croûte, dans

certains basaltes et dans des affleurements des chaînes de montagne. La péridotite est une

roche entièrement cristallisée, composée principalement d'olivines (Ol) et de pyroxènes.

Le manteau est constitué d'un agrégat de cristaux d'olivine, de pyroxènes et d'autres

composants basiques. Avec la profondeur, la pression et la température augmentent et les

minéraux évoluent au cours de transitions de phases. Vers 400 km, l'olivine se transforme en

wadsleyite : c'est l'entrée de la zone de transition observée par les sismologues, du fait du saut

de vitesses sismiques. Vers 500 km, une nouvelle phase se met en place, la ringwoodite, mais

est difficilement observée. Ensuite, à 670 km, apparaît la pérovskite, qui est le constituant

majeur du manteau. Il existe aussi d'autres transitions, notamment pour les pyroxènes ou le

passage à la phase de très haute pression qu'est la post-pérovskite.

Les processus de déformations de ces minéraux sont encore mal connus, surtout à grande

profondeur. Cependant, il est raisonnablement admis que l'olivine se déforme suivant des

plans cristallins dans lequel des dislocations peuvent bouger[pas clair]

.

Convection dans le manteau

La Terre possède une chaleur importante du fait de la radioactivité et de la chaleur d'accrétion

initiale. Elle se refroidit en évacuant la chaleur à sa surface.

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Pour cela, on connait trois mécanismes : conduction thermique, convection, transfert radiatif.

Au niveau du manteau terrestre, la majeure partie du flux de chaleur est évacuée par la mise

en mouvement des roches. En effet, du fait de la production de chaleur liée aux

désintégrations radioactives et du flux provenant du noyau (faible), la matière devient plus

légère et la convection a lieu. Ces mouvements à l'état solide sont à l'origine des mouvements

des plaques lithosphériques et des points chauds.

La physique de ce phénomène est complexe. En effet, les propriétés physiques des matériaux

solides sont très différentes de celle de l'eau ou de l'air par exemple.

Fusion partielle et volcans

Le manteau terrestre est solide mais néanmoins visqueux (au sens physique du terme).

La partie du manteau supérieur faisant partie de la lithosphère est solide, le restant du manteau

supérieur est plastique. Le manteau inférieur est plus fortement visqueux.

La production de magma ne s'effectue qu'au niveau de zones de fusion partielle. Les

principales zones sont les zones d'accrétion (ou dorsales océaniques), les zones

de subduction et les points chauds. De petites zones du manteau supérieur, fondent

partiellement, et remontent dans des chenaux vers la surface pour donner naissance à

des volcans.

Les mouvements de convections, lents

courants de matières animant la partie

supérieure du manteau, sont dus à la

plasticité des roches proches de leur point de

fusion.

Le mouvement de l’asthénosphère et ses conséquences sur les plaques

La chaleur accumulée dans le manteau se déplace sous l’effet de la convection.

Les flèches indiquent les déplacements du manteau selon le déplacement de la chaleur

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Le mouvement du manteau cause les déplacements des plaques. Ces déplacements sont à

l’origine de plusieurs phénomènes géologiques et de la disposition actuelle des continents.

Parmi les phénomènes causés par la dynamique interne de la terre, on trouve les failles, les

séismes, les volcans et la formation de chaînes de montagnes.

Exemple du mouvement du manteau et des conséquences sur l’écorce terrestre

Les failles

Les failles sont en fait des endroits où la lithosphère s’est cassée sous l’effet des forces

exercées par le mouvement des plaques. Les failles vont généralement se créer à la limite des

plaques. Par après, les failles deviennent généralement une zone sismique puissante. Il peut y

avoir des failles dans les plaques sans qu’elles ne soient visibles du sol. Lorsque la faille

apparaît au sol, c’est que le lieu où l’énergie a été dégagée était près de la surface.

Il existe divers types de failles selon le type de force qui s’exerce à la limite des deux plaques.

On parle de faille normale lorsque l’un des blocs du sol s’affaisse vers le bas, sous les forces

d’une frontière divergente.

On parle aussi d’une faille inverse lorsque l’un des blocs est poussé vers le haut par les forces

de la frontière convergente.

Lorsque le mouvement est horizontal, on va alors parler d’une faille décrochante.

Le dernier type de faille est la faille oblique qui est une combinaison entre une faille

décrochante et une faille normale ou inverse.

La cassure de la plaque se fait lorsque les plaques reçoivent beaucoup d’énergie et que cette

énergie s’accumule à un point précis jusqu’au jour où l’énergie est libérée violemment

causant ainsi une cassure dans la plaque.

Les séismes

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L’origine des séismes est la tectonique des plaques. En effet, 90% des séismes surviennent

près des frontières des plaques.

Lien entre les lieux où surviennent les séismes et les frontières des plaques

Le séisme peut être aussi soudain que l’apparition d’une faille. Ceci s’explique de la même

manière. Le manteau bouge en profondeur mais le mouvement est bloqué en surface. Jusqu’au

jour où toute l’énergie accumulée se libère d’un coup : les plaques cèdent et il y a une rupture

sismique. C’est un tremblement de terre, ou un séisme.

Schéma d’un séisme

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L’endroit d’origine du séisme est l’endroit exact du point de rupture dans la plaque. On

appelle ce lieu le foyer. Il se situe généralement sous la surface.

Lorsque l’on observe un séisme de la surface de la terre, l’endroit où il sera le plus fort est

appelé l’épicentre. L’épicentre se situe à la surface de la terre, à la verticale du foyer.

Pour comparer les séismes qui surviennent, on a établi deux échelles. La première échelle

calcule la magnitude, c’est-à-dire la quantité d’énergie libérée. On fixe la magnitude d’un

séisme par rapport à l’échelle de Richter. Le maximum jamais observé sur l’échelle de Richter

est 9.

Il est également possible de déterminer l’intensité du séisme. L’intensité est fixée surtout en

fonction des dégâts causés par le séisme : écroulement des édifices, glissements de terrains,

inondations… L’intensité d’un séisme va varier d’un endroit à l’autre selon le type de terrain

(certains sols vont modifier la vibration, en l’augmentant ou en la diminuant) et selon la

distance par rapport à l’épicentre. Les zones en périphérie de l’épicentre vont ressentir un

séisme plus intense que les zones plus éloignées.

L’énergie du séisme se déploie comme des ondes sur le territoire

Les conséquences des séismes peuvent être désastreuses : morts, destruction, tsunamis…

Un exemple de l’impact du séisme sur le territoire

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Les volcans

Les volcans sont aussi l’un des phénomènes causés par l’activité interne de la terre puisque

c’est le magma en fusion qui, par la chaleur et la pression, force son chemin à travers le

manteau et l’écorce terrestre pour se retrouver à la surface lors d’une éruption volcanique.

Bien qu’il existe plusieurs types de volcan, l’évolution de tous les volcans se fait en trois

grandes périodes. La période de formation marque le moment où le volcan émerge à la

surface. La période de croissance est celle où le volcan continue sa croissance et où les

éruptions sont fréquentes. Finalement, la période de dégénérescence est celle où le volcan

n’entre plus en éruption aussi souvent et où l’érosion commence à abimer la montagne.

Malgré la violence de certaines éruptions volcaniques, les volcans les plus actifs ont toujours

une période de repos plus grande que leur période d’activité.

Une éruption est souvent précédée de signes avant-coureurs qui permettent d’avertir et

d’évacuer la population : grondements souterrains, secousses, fumée qui s’échappe, fissure

dans le terrain… L’éruption comme telle peut alors être marquée par des coulées de lave, des

explosions de lave, des colonnes de cendres et des coulées de blocs immenses.

Emplacement des principaux volcans sur la planète

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95% des volcans sur le globe se situent le long des frontières des plaques. Il existe plusieurs

types de volcans et d’éruption. Certains sont plus redoutables que d’autres. Le type de volcan

le plus commun est le stratovolcan. Celui-ci se caractérise par son pic et sa cheminée de

magma à l’intérieur.

3- Le noyau

Il s'agit de la couche la plus interne de notre globe. Il se compose de fer et de nickel. La

pression qui règne à ces profondeurs est gigantesque : 3 à 5 millions d'atmosphères ! Sa

température atteint environ 5 500 °C.

On distingue :

le noyau externe (de - 2 900 à - 5 100 km). L'état de la matière qui le compose est

fort vraisemblablement liquide;

le noyau interne, aussi appelé "graine" (de - 5 100 à - 6370 km de profondeur).

Compte tenu de la formidable pression qui règne à ce niveau, la matière est sans aucun

doute solide.

Toutes les couches internes de la terre sont en mouvement et dégagent de l’énergie qui a des

conséquences sur la surface du globe. Au cœur du noyau, le fer devient liquide et circule.

Cette circulation du fer crée des courants électriques qui participent à la création du champ

magnétique terrestre. Plusieurs explosions radioactives ont également lieu au cœur du noyau.

La désintégration des éléments radioactifs dans le noyau dégage alors une quantité énorme

d’énergie thermique. La chaleur se déplace alors, en créant des effets de convection qui se

répercutent dans toute la terre : création du champ magnétique, mouvements de convection

dans le manteau et mouvements des plaques de l’écorce terrestre.

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Le champ magnétique de la terre est une conséquence de l’activité du noyau interne

B- LES PROCEDES D’ETUDE DES PROFONDEURS DE LA TERRE

(voir aussi le fichier « la structure interne de la terre lithosphère »

C'est par une sorte d'échographie de l'intérieur de la Terre qui a été établie à partir du

comportement des ondes sismiques lors des tremblements de terre. Les sismologues

Mohorovicic, Gutenberg et Lehmann 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 volume, celles qui se propagent à l'intérieur de la terre et qui peuvent être

enregistrées en plusieurs points du globe. Chez les ondes de volume, on reconnaît deux grands

types: les ondes de cisaillement ou ondes S, et les ondes de compression ou ondes P.

Les ondes sismiques de volume.

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, à la manière d'un "slinky". 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.

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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 qu'on passe d'un solide (manteau inférieur) à un liquide (noyau externe).

L'augmentation progressive de la vitesse des ondes P et S dans le manteau indique une

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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 manteau-noyau 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.

CONCLUSION

Il est possible d’étudier de façon directe seulement les quelques premiers km de profondeur

de la Terre. Pour déterminer la structure interne de la Terre, les géologues ont donc eu recours

à des méthodes indirectes, tel que la sismologie (étude des séismes). 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. Leur constitution les diffère également :

les roches.