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THEME 1 – La terre, la vie et l’organisation du vivant / B : La dynamique interne de la Terre
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CHAPITRE 7 : La structure du globe terrestre
L’observation de la surface de la Terre permet de distinguer 2 grand domaines : le domaine
océanique et le domaine continental. Grâce à certaines méthode d’étude directes ou indirectes, on
peut davoir une idée de la structure interne de notre planète.
Exemple : TED Talk: Victor Vescovo - What's at the bottom of the ocean ?
Problématique générale : Pourquoi un tel contraste entre les océans et les continents ? Comment
connaître la structure du globe terrestre ?
I/ La surface terrestre : contraste entre océan et continent
a) La distribution des altitudes à l’échelle du globe
Pourcentage de surface terrestre selon l’altitude (Livre Nathan SVT 1ère spécialité 2019) . Ce graphique représente
le pourcentage de la surface terrestre solide occupée par des terrains d’altitude données. Il a été obtenu en divisant la
surface de la Terre en kilomètres carrés. Les carrés ont été regrpupés par leur altitude. L’altitude moyenne en milieu
continental est de l’ordre de +840m. En milieu océanique, elle est de l’ordre de -3800m. L’altitude moyenne de l’ensemble
de la croûte terrestre est de -2200m.
Calculez la superficie couverte (en km2) par les deux reliefs les plus fréquents sur Terre (NB : On
assimile la Terre à une sphère de rayon égal à 6400 km et la surface d’une sphère est égale à 4πr2).
On peut également comparer l’épaisseur des croûtes continentales et océaniques (et la répartition
statistique des reliefs) le long d’une coupe en utilisant le logiciel « profil crustal ».
Surface de la Terre : 4 x 3,14116 x (6400)2 = 514 x 106 km2
Relief 1: 70,8 % soit 363 x106 km2
Relief 2: 29,2 % soit 151 x106 km2
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- Aller avec votre tablette sur https://www.pedagogie.ac-nice.fr/svt/productions/profil-crustal/
- Choix du modèle : CRUST1
- Type de coupe : 2D
- Placez un premier point « A » en France, et un point « B » sur la pointe est du Brésil, puis
observez le profil et la distribution des altitudes. Que voyez-vous ?
- Répétez en placant le point « A » en France et le point « B » en Afrique du Sud. Que voyez-
vous sur le profil et la distribution ?
L’observation de la surface terrestre permet de distinguer un domaine océanique et un domaine
continental. L’étude de la topographie terrestre met en évidence un contraste entre les reliefs du
domaine océanique et ceux du domaine continental. Les reliefs océaniques sont en majorité situés
entre - 6 000 et - 3 000 mètres (par rapport au niveau marin) alors que les reliefs du domaine continental
sont majoritairement situés entre 0 et + 1 000 m. La répartition des altitudes est donc bimodale à
la surface de la Terre.
b) Observer la surface de la Terre
Page 145 : quelles types de roches peut-on observer en surface ?
Pour connaître le détail des roches d’une zone, il est possible d’accéder au détail au 1/25000 sur le
site Infoterre :
1) Sur le site http://infoterre.brgm.fr, dans l’onglet « visualiser les données » sélectionnez
« visualiseur simplifié »
2) Dans la fenêtre « données », sélectionnez « cartes géologiques » dans « thèmes » et « fonds »
3) Zoomez jusqu’à obtenir une carte au 1/25000
4) En cliquant sur la carte, une fenêtre vous indique les roches en surface
5) Dans localisation indiquez « Tarare » et indiquez les roches en surfaces trouvée :
On voit que l’épaisseur de la croute varie : elle est plus faible dans la partie océanique (5-7
km) que dans la partie continentale (30 km). La distribution confirme cela.
On voit que l’épaisseur de la croute est directement reliée au relief : ici la partie océanique
est très réduite.
Seules les roches du domaine continental sont à l’affleurement (site où la roche
constituant le sous-sol apparaît à la surface). On peut observer des basaltes, des granites
et du gneiss par exemple.
Exemple : série volcano-sédimentaire : Unité Violay : principalement tufs et brèches
intermédiaires à basiques, plus ou moins remaniés, métamorphisés (dévonien supérieur)
A
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Seules les roches du domaine continental peuvent être facilement observées dans les zones non
urbanisées et non recouvertes par la végétation. Ces roches sont variées et se classent en trois
catégories : roches sédimentaires, roches magmatiques et roches métamorphiques.
NB : L’observation directe des roches du domaine océanique est plus délicate.
c) Comparer les structures des croûtes terrestres
Activité 2 Page 146-47 : quelles types de roches peut-on observer en surface ?
Deux types de croûte constituent la partie superficielle de la Terre. On distingue ainsi une croûte
océanique et une croûte continentale. Les croûtes terrestres peuvent être étudiées :
- par observations directes (en submersible pour la croûte océanique) ;
- par forages sur les premiers kilomètres de profondeur ;
- par profil sismique sur l’ensemble de leur épaisseur.
Ces données permettent de construire des représentations/modèles des deux croûtes :
- la croûte continentale est composée de roches variées facilement observables. Le granite
semble être la roche la plus abondante. Son épaisseur moyenne est d’environ 30 km ;
- la croûte océanique, essentiellement composée de basalte et de gabbro, a une épaisseur
moyenne d’environ 7 km.
d) Les roches de la croûte continentale et de la croûte océanique
TP 8 : les domaines océaniques et continentaux
Les roches des croûtes terrestres sont majoritairement d’origine magmatique :
– basalte et gabbro pour la croûte océanique ;
– granite pour la croûte continentale.
Ces roches ont des minéralogies différentes qui s’expliquent par les différences de composition
chimique. La croûte continentale est moins dense (2,7) que la croûte océanique (2,8 à 2,9). Ces
différences de composition chimique et minéralogique expliquent les différences de densité entre les
deux croûtes.
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Bilan 1 : des contrastes entre les océans et les continents
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II/ De la surface à la Lithosphère : l'apport des séismes
La surface de la terre est constituée de deux catégories de croûtes : la croûte océanique
principalement constituée de basaltes et de gabbros, et la croûte continentale essentiellement
constituée de granites et de gneiss. L’étude du comportement des ondes sismiques ainsi que des
études thermiques ont permis de préciser la structure interne de notre planète.
a) Les ondes sismiques
Un séisme résulte de la libération brutale d’énergie lors de la
rupture de roches soumises à des contraintes. L’énergie libérée se
propage sous forme d’ondes à l’intérieur du globe. Il existe trois
grandes catégories d’ondes sismiques :
les ondes P pour ondes « primaires » qui sont des ondes de
volume responsables d’un mouvement de compression/dilatation
• les ondes S pour « secondaire »
qui sont des ondes de volume
responsables de mouvements
d’oscillation
• les ondes R (ondes de Rayleigh)
et L (de Love) qui sont des ondes de
surface responsables de mouvements
de torsion
Source : SVT 1S, Bordas 1993 et 2011
Lors de l’enregistrement d’un séisme les premières ondes à être enregistrées sont les ondes P puis
suivent les ondes S et enfin les ondes de surface.
b) La propagation des ondes sismiques
Unité 2 page 160 + vidéo https://www.youtube.com/watch?v=r2vUFpvrOsE (2’36 à 7’)
TP 9 : détermination de la vitesse de propagation d’ondes vibratoires dans des roches
(modélisation de séisme)
La vitesse de propagation des ondes P (en moyenne 6km/s) est supérieure à la vitesse de
propagation des ondes S (4 km/s). Cette vitesse de propagation des ondes dépend des
caractéristiques du milieu traversé : composition et température notamment :
La vitesse de propagation augmente si le milieu est solide et/ou froid.
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La vitesse de propagation des ondes diminue si le milieu est ductile et/ou chaud
Ainsi ces caractéristiques renseignent sur les caractéristiques des différents milieux.
En 1909, André Mohorovicic, météorologue croate, pionnier de la sismologie, a remarqué sur
l’étude d’un sismogramme enregistré par une station assez proche de l’épicentre du séisme de Zagreb,
un deuxième train d’ondes P arrivées après les ondes S. Pour expliquer ce phénomène il s’est servi
des lois de Snell-Descartes* qui décrivent le comportement de la lumière à l’interface de deux milieux.
Ces lois sont au nombre de 2 : une pour la réflexion et une pour la réfraction
*loi vue en SPC en classe de seconde en optique : permet d’expliquer la réflexion et la réfraction d’un
rayon lumineux à l’interface de deux milieux différents
Au niveau d’une discontinuité séparant deux milieux de propriétés différentes, les ondes
subissent une réflexion et/ou une réfraction. Ces lois permettent de calculer la forme des rais sismiques
en profondeur selon les propriétés des couches profondes du globe et les vitesses des ondes.
Inversement, le temps d’arrivée des ondes dans différentes stations va permettre de connaître les
propriétés des couches profondes du globe.
Ainsi l’étude de plusieurs sismogrammes a permis de définir qu’il existait une surface de
discontinuité à la base de la croûte (appelée « le MOHO ») et qu’elle se situait entre 20 à 70 km sous
la croûte continentale et 5 et 10 km sous la croûte océanique.
Des tests en laboratoire permettant de déterminer la vitesse de circulation des ondes dans
différentes barres de roches ont permis d’identifier la péridotite comme étant la roche constitutive de
la couche sous-jacente à celle de la croûte.
Exercice 1 page 154 : rechercher l’origine des ophiolites
L’observation des massifs ophiolitiques dans les Alpes confirme cette hypothèse. En effet au
Mont Chenaillet, on observe une succession de basaltes et de gabbros caractéristiques d’une croûte
océanique exhumée lors de la collision entre la plaque Africaine et la plaque Européenne et appelée
« ophiolite ». Sous les gabbros, des roches correspondants à de la péridotite métamorphisée sont
observées. Ainsi il a été montré que sous la croûte, il existait une couche nommée « manteau
» et constituée de péridotite.
Document e page 161
- Quelle hypothèse peut-on formuler pour expliquer la diminution de vitesse des ondes P et S
entre 100 et 200 km de profondeur ?
THEME 1 – La terre, la vie et l’organisation du vivant / B : La dynamique interne de la Terre
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– Comment peut-on schématiser les différentes enveloppes du globe jusqu’à 300 km de
profondeur ?
Entre 120 et 220 km de profondeur, les ondes sismiques sont légèrement ralenties sans qu’il n’y
ait de véritable saut de vitesse, donc de discontinuité sismique. Cette zone correspond à la LVZ, partie
supérieure de l’asthénosphère, particulièrement ductile et déformable, surmontée par la lithosphère,
rigide,cassante et plus épaisse sous les continents que sous les océans
III/ Ondes sismiques et structure profonde du globe
a) La découverte du noyau
Les enregistrements des ondes sismiques réalisés dans diverses stations sismiques à la surface
du globe, et issus de multiples séismes aux localisations très diverses, ont permis la construction
d’hodochrones qui sont tous très semblables. Un hodochrone est un graphique donnant le temps
d’arrivée d’une onde à une station sismique en fonction de la distance à l’épicentre.
(Doc b page 162) + exercice 5 page 178 « mettre en évidence une discontinuité »
Entre 100 (120 sous les continents) et 200 km de profondeur, on observe une légère diminution
de la vitesse des ondes P et S. Cette diminution s’explique par une variation du comportement
mécanique des péridotites au sein du manteau, au-delà de 1 300 °C, qui deviennent très ductiles
à ce niveau (LVZ). La partie superficielle, rigide, constitue la lithosphère, alors que la LVZ
correspond à la partie supérieure de l’asthénosphère ductile.
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Plus la distance épicentrale augmente, plus les ondes ont cheminé en profondeur et ont été
accélérées. L’intérieur du globe n’est donc pas homogène mais a une structure en couches
concentriques.
TP 10 : ondes sismiques et structure interne du globe
Quel que soit le lieu d’un séisme, il existe une zone d’ombre sismique entre 104° et 142° par
rapport à l’épicentre. Elle s’explique si l’on admet l’existence d’une discontinuité séparant le manteau
du noyau.
En dessous de 2 900 km, les ondes P ralentissent brutalement et les ondes S sont stoppées,
mais réapparaissent à partir de 5150 km de profondeur. Le noyau externe est donc liquide alors
que le noyau interne est solide.
La disparition à 2900 km de profondeur des ondes S ne circulant pas dans les milieux liquides,
indique que sous cette surface de discontinuité appelée discontinuité de Gutenberg, la matière
constituant le noyau (Fer + Nickel) est liquide
Une autre discontinuité, située cette fois à 5155 km, et appelée discontinuité de Lehmann, a
permis de distinguer le noyau externe liquide du noyau interne solide appelé « graine ». Elle se traduit
par la réapparition d’ondes S provenant en réalité d’onde P transformées. Ces ondes S traversent la
graine solide, puis arrivant dans le noyau externe liquide, redeviennent des ondes P qui seront
enregistrées par les stations sismiques avec beaucoup de retard par rapports aux ondes P non
modifiées.
THEME 1 – La terre, la vie et l’organisation du vivant / B : La dynamique interne de la Terre
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b) Le modèle PREM
Les études sismiques ont donc permis de proposer un modèle du globe terrestre ayant une
structure radiale. On parle du modèle PREM (Preliminary Reference Earth Model) organisé en
quatre couches concentriques présentant chacune une signature sismologique propre : la croûte, le
manteau, le noyau externe et le noyau interne.
L’augmentation de la vitesse des ondes P et S avec l’augmentation de la profondeur montrent
qu’elles ont traversé des milieux plus denses et / ou plus rigides.
Les courbes obtenues ont toujours la même forme quelque soit le lieu du séisme et le lieu de
l’enregistrement :
- les variations de vitesse se produisent toujours à la même profondeur
- l’augmentation de densité des matériaux se fait donc de manière concentrique
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IV/ Température à l’intérieur de la Terre et gradient géothermique
Il est possible de mesurer l’augmentation de chaleur avec la profondeur dans les premiers
kilomètres de la croûte terrestre grâce aux forages. On a ainsi mesuré un gradient géothermique de
30 °C par kilomètre. On appelle « gradient géothermique » ou « gradient de température », le
taux d’augmentation de la température dans le sous-sol au fur et à mesure que l’on s’éloigne
de la surface. Dans la croûte terrestre ce gradient est régulier.
Concernant le manteau, le gradient varie en fonction de la profondeur. Les variations de
température dans une même couche sont détectées grâce aux variations de la vitesse de circulation
des ondes sismiques. On peut modéliser la variation de température en fonction de la profondeur
sous la forme d’une courbe appelée « géotherme ».
La pente de cette courbe exprime la nature du gradient de température. Un gradient peut être fort ou
faible selon le taux d’augmentation.
- Si la pente du géotherme est forte cela signifie qu’au fur et à mesure que l’on s’enfonce
l’augmentation de température est faible : on parle donc d’un « faible gradient de température
».
- Par contre si la pente du géotherme est faible, ceci indique qu’au fur et à mesure que l’on
s’enfonce, il y a une très forte augmentation de température : on parle alors de « fort gradient
de température ».
Quand un gradient est faible (comme dans le manteau) cela signifie que même si l’on s’enfonce
profondément, la température est quasiment toujours la même : la chaleur a donc été bien répartie
dans l’ensemble de la couche de roche concernée.
Quand un gradient est fort (comme dans la croûte), cela signifie qu’en s’enfonçant on rencontre de
la roche de plus en plus chaude : la chaleur a été mal répartie dans la couche de roche concernée.
Un gradient faible traduit donc un transfert d’énergie efficace et un gradient fort un transfert d’énergie
moins efficace.
Dans le manteau on observe des déplacements de matière chaude de la base du manteau vers
le sommet de celui-ci : on parle de convection. Les masses de matière chaude vont buter sous la
lithosphère froide : il y aura alors transfert d’énergie par conduction entre la matière circulante ductile
et chaude du manteau et la lithosphère fixe, rigide et froide avec laquelle elle est en contact.
BILAN : schéma interactif page 173
