Structure, composition du globe



STRUCTURE INTERNE ET
COMPOSITION CHIMIQUE DU GLOBE

L'étude de la propagation des ondes sismiques va nous permettre d'explorer les couches superficielles comme les couches profondes du globe terrestre afin d'élaborer un modèle de Terre. Des informations apportées par l'étude des météorites permettront de confirmer ce modèle.
La conception de la nature du globe terrestre et de sa composition a été l'objet, au cours des temps, de spéculations audacieuses que l'on peut découvrir, en guise d'introduction, dans le dossier "Histoire d'un mystère: l'intérieur de la Terre".

Eléments requis:

Eléments sur la structure du globe, notamment superficielle (classe de 2e),
Eléments de pétrographie (granite, basalte).

Thèmes traités et activités pédagogiques (durée: 3 semaines):: Origine, différenciation et structure interne de la Terre
Composition chimique de la Terre

Thème 1: Origine, différenciation et structure interne de la Terre

Les ébranlements qui prennent naissance au foyer d'un séisme se propagent à l'intérieur du globe et leur enregistrement permet d'obtenir une véritable "échographie" des milieux traversés.

1.1 L'ECHOGRAPHIE SISMIQUE DU GLOBE:

1.1.1 Différents types d'ondes sismiques:
Un séisme est le résultat du mouvement brusque de deux compartiments de l'écorce terrestre dû à l'arrivée d'ondes élastiques transmises dans le globe à partir du foyer ou hypocentre (lieu de l'ébranlement). L'épicentre est le point de la surface situé à la verticale du foyer.

Vous pouvez consulter le dernier évènement enregistré par le réseau "aster06" (réseau SISMO des Ecoles) en cliquant sur l'adresse suivante:
http://www.ac-nice.fr/svt/aster/
Celui de l'Institut de Physique du globe de Paris, GEOSCOPE, regroupe des stations implantées sur les 5 continents et à terme des stations automatiques disposées au fond des océans:
http://geoscope.ipgp.jussieu.fr/
L'intensité est une échelle de dégâts conventionnelle de I à XII (Mercalli- 1902 et 1956, MSK-1964). En reliant entre eux, sur une carte, les endroits où un séisme a été perçu avec la même intensité, on trace des courbes appelées isoséistes.
La magnitude (Richter - 1935) évalue l'énergie libérée. Elle est mesurée à partir du logarithme de l'amplitude des ondes de volume sur un sismographe de référence (des dégats se manifestent pour une magnitude > 5; magnitude maximale observée: 8,7).

Pour les curieux: comment calcule-t'on la magnitude de Richter? (en anglais) regardez le document ci-contre ->

Le sismographe est un appareil d'enregistrement muni d'un pendule de forte inertie. La masse est solidaire d'une bobine d'induction qui se déplace dans un champ magnétique: les forces de rappel électromagnétiques sont converties en courant électrique. Une station sismique dispose de trois sismographes: deux horizontaux N-S et E-W et un vertical.

L'utilisation d'un capteur expérimental des ondes de choc d'une simulation sismique, tel que SISMODIDAC, permet de comprendre le mode de fonctionnement d'un sismomètre scientifique, d'observer un signal de type sismogramme et de constater le phénomène d'amortissement d'une oscillation.
Pour visualiser la photographie du montage, cliquez sur le Sismodidac à droite et pour voir un enregistrement, faites de même sur l'icône à gauche.

L'enregistrement est appelé un sismogramme, qui correspond aux inscriptions successives de vagues d'ondes qui se sont propagées à travers le globe suivant des trajectoires diverses et à des vitesses plus ou moins importantes selon les propriétés des zones traversées. Son aspect dépend de la source, de la distance épicentrale, des milieux traversés, de la station.

Il est possible, à la lecture d'un sismogramme, de mettre en évidence plusieurs types d'ondes:

les ondes de volume trouvent leur explication dans la théorie de l'élasticité:
les ondes de surface ou ondes L (longues), plus complexes, générées lors de l'interférence des premières sur des surfaces de discontinuité et canalisées le long de la surface du globe.


Vous allez réaliser plusieurs activités à l'aide du logiciel "VIRTUAL EARTHQUAKE" du site "CALSTATELA" (California State University - Los Angeles).: Site de remplacement: http://www.sciencecourseware.org/eec/Earthquake/

1) Intervalle ondes P - ondes S ("S-P lag time"): en cliquant sur le bouton (travaux dirigés) vous choisirez l'option "The S-P interval": la simulation consiste à générer, par une explosion, un séisme et à visualiser les ondes émises et leur réception par un ou deux sismographes.
Vous comprendrez ce que signifient les différentes parties d'un sismogramme pour une station, notamment l'écart entre ondes P et ondes S ("S-P lag time" = temps de latence) et la différence obtenue pour deux stations, permettant de calculer la vitesse des ondes sismiques.

Une telle approche peut être réalisée, par analogie, à l'aide d'un ou de deux SISMODIDAC.

2) Longitude-latitude: l'option "Latitude and longitude" vous permettra de réviser ces notions pour positionner un point sur le globe.
3) Détermination de l'épicentre d'un séisme et estimation de sa magnitude dans l'échelle de RICHTER: cliquez sur le bouton.
Dans cette activité, vous allez travailler sur des séismogrammes qui sont les enregistrements des ondes sismiques. Trois sismographes au moins sont nécessaires: l'un enregistrant les mouvements verticaux ("vertical motions"), le deuxième orienté N-S et le troisième E-W, enregistrant les mouvements horizontaux.
En examinant les sismographes de trois stations, il est possible, par triangulation, de déterminer l'épicentre d'un séisme.
: a) Choisissez un séisme et déclenchez le tremblement de terre.; b) Mesurez les temps de latence S-P et les amplitudes pour les 3 stations et enregistrez ces données dans le tableau-journal.; c) Utilisez la courbe hodochrone (temps en fonction de la distance) pour trouver la distance: enregistrez-la dans le tableau.; d) Trouvez l'épicentre en utilisant l'outil "distance", l'outil "épicentre" et l'outil "latitude-longitude". Enregistrez cette dernière donnée dans le tableau.; e) Trouvez la magnitude mesurée à chaque station en utilisant l'abaque (outil "normogram") et enregistrez-la dans le tableau.; f) Vérifiez les réponses.

L'utilisation de trois SISMODIDAC permet de retrouver, par analogie, la zone d'origine d'un choc.

1.1.2 La propagation des ondes de volume:
La libération soudaine d'énergie élastique, lentement accumulée dans les roches, se traduit par la propagation de "fronts d'onde".
Les "rais sismiques", qui n'ont pas de réalité physique, sont les trajectoires orthogonales aux fronts d'onde.
La transmission d'une onde sismique est tout à fait comparable à celle d'une onde lumineuse.
Nous savons d'une part que la vitesse de propagation de la lumière n'est pas la même dans tous les milieux transparents et d'autre part qu'une variation de cette vitesse impose un changement de trajectoire des rais lumineux. Il peut être soit progressif si le milieu se modifie progressivement (air de plus en plus chaud par exemple), soit brutal si le milieu change radicalement (dioptre air-eau par exemple): c'est le phénomène de réfraction.
De la même façon les rais sismiques subissent une réfraction en changeant de milieu au travers d'une surface de discontinuité et une réflexion sur cette surface en restant dans le même milieu (reportez-vous à la figure ci-contre).
Les lois de Descartes appliquées aux rais sismiques établissent les relations mathématiques entre angles d'incidence (i), angles de réflexion (r), angles de réfraction (R) et vitesses de propagation (vi et vR) de part et d'autre d'une discontinuité:


La vitesse des ondes croît au fur et à mesure qu'on s'éloigne de l'épicentre, c'est-à-dire avec la profondeur atteinte par ces ondes: autrement dit les ondes se propagent plus vite à grande profondeur. Comme on sait que la vitesse des ondes croît avec la densité des milieux traversés, force est d'admettre que la densité augmente avec la profondeur. Celle-ci va de pair avec l'augmentation de la réfraction, par conséquent la direction de propagation est continuellement déviée: les trajectoires ne sont pas rectilignes, mais courbes. La distance parcourue par les ondes est donc supérieure à celle qu'on mesure: on introduit des correctifs d'après les calculs effectués en fonction des hypothèses faites sur la manière dont la densité augmente avec la profondeur.

Deux logiciels de simulation de Jean-François MADRE: "SISMIQUE REFLEXION" et "SISMIQUE REFRACTION", que vous pouvez télécharger au format .zip à décompresser, vous permettent de mettre en application ces deux principes.
Une présentation et des suggestions d'utilisation sont présentées à l'adresse suivante:
http://pedagogie.ac-toulouse.fr/svt/serveur/lycee/michelet/1sactivite2.htm

1.1.3 L'étude du trajet des ondes sismiques révèle l'existence de discontinuités.
Les ondes sismiques se propagent à partir du foyer dans toutes les directions de l'espace. L'épicentre est le point de la surface atteint en premier, puis les vibrations se propagent à l'ensemble du globe.
Les stations proches (jusqu'à quelques centaines de km de l'épicentre) reçoivent des ondes directes, mais aussi de nombreux "échos", résultats d'une réflexion ou d'une réfraction sur une surface de discontinuité: le Moho (de Mohorovicic, géologue yougoslave qui la découvrit en 1909), marquant la limite entre croûte et manteau supérieur, à 30 km en moyenne sous les continents, 7 km sous les océans.

Mise en évidence d'une discontinuité: cliquez sur le texte souligné en bleu pour accéder à l'exercice, qui nécessitera du papier millimétré et une calculette.

Les stations éloignées (plusieurs milliers de km) enregistrent des ondes P et S qui ont traversé des zones profondes du globe. Or pour chaque séisme, il existe une zone d'ombre où celles-ci ne sont pas reçues, entre 103 et 142° de distance angulaire à l'épicentre.

Nous pouvons modéliser la zone d'ombre en utilisant le dispositif analogique expérimental "SISMOREFLEXION" des éditions PIERRON, qui utilise un rayon laser traversant deux milieux d'indices de réfraction différents: vous pouvez agrandir la vue ci-contre en cliquant sur la photographie.
Comme pour les rais sismiques propagés à l'intérieur du globe, la trajectoire du rayon lumineux est modifiée à chaque interface (dioptre) séparant deux milieux.

Un logiciel de Jean-François MADRE ,"ONDES P", permet de visualiser à partir de la zone d'ombre observée en surface, l'intérieur du globe terrestre (au format .zip à décompresser) et illustre le rôle de la sismologie à la compréhension de la structure terrestre globale.

Cette zone d'ombre révèle la présence d'une discontinuité majeure à 2 900 km de profondeur: la discontinuité de Gutenberg, marquant la limite entre manteau profond et noyau.

N.B. L'interprétation du trajet des ondes par les géologues est expliqué à l'adresse suivante:
http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/XML/db/planetterre/metadata/LOM-applette-velocite.xml

1.1.4 L'étude de la vitesse des ondes sismiques révèle certaines caractéristiques des milieux traversés.
En portant sur un même graphique les temps d'arrivée des différentes ondes en fonction de la distance épicentrale, on construit ce que l'on appelle des hodochrones.


Déterminer la distance épicentrale par le temps de latence S-P: logiciel " VIRTUAL EARTHQUAKE "

Site de remplacement: http://www.sciencecourseware.org/eec/Earthquake/

Dans cette activité vous allez construire une courbe ("travel-time graph") qui sera utilisée pour déterminer la distance épicentrale basée sur le temps de parcours des ondes sismiques.
Dans la fenêtre accueil, cliquez sur le bouton puis sur .
1 - Cliquez sur l'outil "bombe" sur la 1ère ligne du menu "tâches". Une carte apparaît. Déplacez les 5 stations sismiques en différents endroits de la carte. Cliquez sur le bouton "déclencher le séisme". 2 - Cliquez sur l'outil "S-P" sur la 2e ligne du menu "tâches" pour voir le 1er des 5 sismogrammes de vos 5 stations. Placez le curseur sur la gauche du tracé des ondes P (correspondant au début du séisme) et déplacez-le jusqu'au début du tracé des ondes S pour mesurer le décalage S-P. Enregistrer ce retard sur votre journal. Répétez l'opération pour les 5 stations en les sélectionnant dans le menu en haut à gauche de l'écran. 3 - Cliquez sur l'outil "distance" dans la boîte à outils. La carte réapparaît avec un cercle centré sur l'épicentre. Déplacez le cercle sur chaque station et enregistrer la distance sur votre journal. Contrôlez vos résultats avec l'option "vérifier" . 4 - Cliquez sur l'outil "grapheur" de la boîte à outils. Un graphe décalage-temps en fonction de la distance apparaît avec un tableau de vos valeurs à droite. Déplacez les points rouges représentant vos valeurs sur le graphe. Une fois que vous avez précisément fixé vos points, l'outil "traceur" devient actif. Utilisez-le pour déplacer la ligne bleue de manière à ce qu'elle corresponde le mieux possible à ces points. 5 - Utilisez l'outil "hodochrone" pour compléter la réponse aux questions dans la partie basse du journal. 6 - Si le professeur le demande, imprimez votre journal complet et votre graphe.
L'hodochrone de l'onde L est une droite. La vitesse des ondes L est constante: vL= 4 km.s-1. Elles se déplacent donc sans changer de milieu, dans les couches supérieures de l'écorce terrestre. Mais on constate que:
vL milieu océanique > vL domaine continental

La constitution de ces deux milieux serait donc différente.

L'hodochrone de l'onde S et celle de l'onde P ne permettent de connaître ni leur trajet, ni leur vitesse. On constate qu'elles sont enregistrées dans les différentes stations plus tôt que l'onde L et que leur avance s'accroît avec la distance à l'épicentre (plus la distance parcourue est grande, plus leur vitesse moyenne est élevée). L'onde P accroît son avance sur l'onde S et, dans une station donnée, l'écart entre le moment d'arrivée de la première onde P et celui de la première onde S ne dépend que de la distance à l'épicentre. La mesure de cet écart sur les sismogrammes permet donc de calculer la distance épicentrale comme nous l'avons fait dans l'activité à la fin du§1.1.1.

A l'aide des hodochrones ci-contre et du sismogramme du §1.1.1, calculez la distance épicentrale du séismes de Mexico - 1985. Un emplacement est prévu sur le document à cet effet. Pour des séismes proches, vous pouvez utiliser la boîte à outil ci-dessous:
http://www.ac-nice.fr/svt/aster/educ/ressources/demo/hodo/hodochrone.htm

Ces ondes S ne sont pas transmises par les liquides: ceci a permis de mettre en évidence un noyau à partir de 2 900 km de profondeur (discontinuité de Gutenberg), ceci explique aussi la zone d'ombre constatée, des chambres magmatiques vers 50 km de profondeur.
Leur vitesse varie suivant la nature des terrains traversés: elle augmente avec leur densité.

Séismes lointains et constitution des zones profondes:
L'analyse de la vitesse des ondes en fonction de la profondeur fait apparaître trois variations brusques, correspondant à trois discontinuités:
L'analyse fine permet de subdiviser le manteau en 3 zones:

Vous pouvez ainsi montrer que le globe est constitué d'unités emboîtées en imprimant sur une feuille le document "Variation de la vitesse des ondes P et S" ci-contre à droite.
En y reproduisant dessous l'axe des abscisses et en traçant au compas pointé sur la profondeur 6 400 km, vous figurerez ces différentes unités emboîtées. Vous annoterez ce document.


N.B. Une question souvent évoquée "Quelle est l'origine des ondes S dans le noyau?" trouve sa réponse à l'adresse suivante:
http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/XML/db/planetterre/metadata/LOM-ondes-s-et-noyau.xml

On peut observer, entre 150 et 250 km de profondeur, une zone appelée LVZ ("low velocity zone" ou zone de faible vitesse) où le manteau devient plus déformable, plus ductile, opposant la lithosphère rigide (ondes sismiques "véloces") à l'asthénosphère visqueuse (ondes sismiques lentes). Ces deux ensembles sont fondamentaux pour comprendre la dynamique du globe.

Séismes proches et constitution des zones périphériques:
Au niveau océanique on enregistre, au-delà de la couche d'eau d'environ 5 km de profondeur, les résultats suivants, pour la vitesse des ondes P: · 5 à 7 km ................................. 1,6 à 3,7 km/s · 7 à 9,5 km .............................. 3 à 4 km/s · 9,5 à 14 km ............................ 6,2 à 6,8 km/s · au delà de 14 km ....................... 8 à 8,3 km/s
Au niveau continental on enregistre fréquemment les résultats suivants, pour les vitesses des ondes P: · 0 à 17 km ............................... 5,6 km/s · 17 à 30 km ............................. 6,4 à 7,6 km/s · au delà de 30 km ....................... 8,1 km/s

Sur une demi-page, vous figurerez sur la moitié gauche un profil topographique de relief continental (montagne, plaine, littoral) et sur la moitié droite un profil océanique (profondeur de 0 à 3 000 m). De chaque côté vous tracerez deux axes verticaux en y fixant les profondeurs de 0 à 200 km.
A l'aide des données ci-dessus vous reporterz tout d'abord les discontinuités constatées dans la croûte océanique et construirez, à l'échelle, l'emboîtement des enveloppes (profil sismique océanique), puis vous ferez de même en zone continentale (profil sismique continental).

Vous vous inspirerez du schéma "info" pour compléter le vôtre et placer notamment la LVZ et vérifier vos annotations.

L'accélération des ondes permet ainsi de distinguer 2 enveloppes séparées par la discontinuité de Mohorovicic, qui se révèle être une limite non seulement physique, mais aussi chimique: · la CROUTE externe (vP = 5,6 km.s-1) · le MANTEAU SUPERIEUR de péridotite (vP = 8,1km.s-1).
Elles constituent la LITHOSPHERE qui a un comportement solide cassant.

En résumé ...
La lithosphère elle-même présente deux aspects différents, océanique basaltique mince (épaisseur de l'ordre de 70 km) et continentale granitique, passant en profondeur à des compositions moins riches en silice du type granodiorite, dont l'épaisseur moyenne est de l'ordre de 150 à 200 km.
Sous la lithosphère se situe l'asthénosphère. Cette unité, composée du manteau supérieur plus profond a un comportement solide, mais plastique et ductile, c'est- à-dire qui peut se déformer sans se casser. Lithosphère et asthénosphère sont séparées par une zone où les vitesses des ondes sismiques sont ralenties: Low Velocity Zone ou LVZ.

La lithosphère rigide est découplée de l'asthénosphère au niveau de la LVZ. Nous verrons plus loin que l'asthénosphère est animée en son sein de courants de convection qui permettent à la plaque lithosphérique de glisser et de se déplacer sur l'asthénosphère, créant ainsi une dynamique lithosphérique qui est la source de la Tectonique des Plaques .

Vous trouverez des informations concernant la sismologie sur le site de l'ECOLE ET OBSERVATOIRE DES SCIENCES DE LA TERRE DE STRASBOURG (EOST) à l'adresse:
http://eost.u-strasbg.fr/pedago/Accueil.html

1.2 LA STRUCTURE INTERNE DU GLOBE S'EXPLIQUE PAR SON HISTOIRE:

1.2.1 La Terre primitive s'est formée par accrétion de gaz, de poussières et d'objets variés: météorites, astéroïdes, planétoïdes de la nébuleuse proto-solaire il y a 4,55 GA.
Parmi les météorites qui tombent actuellement, les chondrites (météorites non différenciées) représentent le mieux les matériaux constitutifs de la Terre primitive. Les impacts des objets venus percuter le globe en formation ont dégagé une chaleur considérable, faisant de la Terre primitive une sphère de magma.

1.2.2 La Terre magmatique s'est différenciée: les éléments chimiques se sont rassemblés et triés par gravité.
C'est ce phénomène de différenciation qui explique la superposition actuelle de couches de moins en moins denses du centre vers la périphérie:

- noyau avec ses éléments métalliques denses,
- manteau surmonté d'une croûte avec des éléments moins denses,
- hydrosphère et atmosphère constituées de fluides du manteau.
Une preuve indirecte de cette différenciation est fournie par des météorites différenciées (achondrites et météorites ferreuses).
Elles proviennent de la destruction, par de gigantesques impacts, de planétoïdes et astéroïdes différenciées qui gravitent sur une orbite entre Mars et Jupiter. Les débris éjectés de ces météorites différenciées sont essentiellement de deux types:

- achondrites formées de cristaux provenant de la couche superficielle de l'astéroïdes, comme les roches de la croûte et du manteau, elles sont de nature basaltique.
- météorites ferreuses (sidérites, sidérolites) qui seraient des fragments du noyau de l'astéroïde, majoritairement constituées de nickel et de fer.
C'est la gravité très forte de Jupiter qui perturbe la trajectoire de ces objets et les fait entrer en collision.
L'existence de telles météorites confirme le modèle de Terre déduit de la sismologie.
Cliquez sur le tableau pour accéder aux images des météorites

Thème 2: Composition chimique de la Terre

Seule la partie superficielle de la Terre, qu'il est possible d'échantillonner, est connue directement. Les possibilités de forages sont limitées, mais l'activité interne de la planète amène en surface des matériaux profonds, permettant d'avoir des informations sur la composition de la croûte et du manteau. En revanche le manteau inférieur et le noyau restent inaccessibles.

2.1 COMPOSITION DES ENVELOPPES ACCESSIBLES A L'OBSERVATION DIRECTE:

Ce sont d'abord les matériaux de la croûte continentale qui ont été les premiers décrits, puis au milieu du XXe siècle, le développement des sciences de la Terre a permis de développer les connaissances sur la croûte océanique et le manteau supérieur.

2.1.1 Composition de la croûte continentale:

La croûte continentale regroupe les terres émergées - 29 % de la surface du globe -, mais aussi les plates-formes et les talus continentaux soit 45 % de la surface de la Terre.
Les roches continentales sont très variées, mais toutes ne sont pas représentatives de la composition de la croûte continentale:
- les roches sédimentaires ne représentent qu'une couverture de quelques centaines de m à quelques km,
- à comparer aux 30 km d'épaisseur du socle, constitué surtout de roches granitiques, qui affleurent parfois en surface..
En profondeur, la pression et la température augmentent, et provoquent des transformations à l'état solide des minéraux des roches (roches métamorphiques).
Si les pressions et températures sont suffisantes, les roches fondent et sont à l'origine d'un magma dont l'intrusion dans les roches sus-jacentes forme des massifs granitiques .
La croûte inférieure est connue grâce à l'étude d'enclaves, morceaux de roches profondes remontées à la surface lors des éruptions volcaniques. Ce sont des roches métamorphiques denses et appauvries en eau.

L'étude qui va suivre nécessite de reconnaître des minéraux au microscope, la plupart sont des silicates,
- soit en lumière naturelle: le polariseur est sous la préparation, mais l'analyseur est retiré de l'oculaire: on utilise l'abréviation LPNA (lumière polarisée non analysée),
- soit en lumière polarisée LPA (lumière polarisée analysée): polariseur et analyseur sont installés.

Vous pouvez utiliser les adresses suivantes pour comprendre ce qu'est la lumière polarisée:
http://biogeol.free.fr/index.php?page=fiches&f=R3
http://micro.magnet.fsu.edu/primer/java/polarizedlight/filters/index.html
ou vous entraîner à la reconnaissance des minéraux:
http://www.lucieberger.org/svt/SVT%20en%201ere%20S/WEB_1eS/5_StCGlo/Mineraux_R_cr_contin.doc
http://www.lucieberger.org/svt/SVT%20en%201ere%20S/WEB_1eS/5_StCGlo/Mineraux_R_cr_ocean.doc

Est-il possible de déterminer la composition chimique d'une roche à partir de la composition minéralogique? Vous tenterez de répondre à cette question en réalisant l'activité suivante: "De la chimie des minéraux à la chimie de la roche".

GRANITES
Exemples d'affleurements de granite	Chaos granitique: Ile Milliau (côte de granite rose - Côte d'Armor)		localisation: carte géologique de Ploumanac'h
Grande carrière de Natzwiller (Bas-Rhin)		localisation:
Observation à l'oeil nu ou à la loupe	Echantillon de granite de Natzwiller (Bas-Rhin): feldspath orthose rose, plagioclases souvent zonés gris verdâtres, biotite, quartz 1-Cassure fraîche, 2-Roche polie	1	Enclaves dans le granite (fragments de la roche initiale, les enclaves portent les traces de l'histoire des matériaux du granite)
2
Observation au microscope (LPA: lumière polarisée analysée)	Lame mince de granite de Huelgoat (Finistère)		localisation: carte géologique de Huelgoat
Lame mince de granite		Cliquez sur les icônes pour accéder à la photographie agrandie

DIORITE
Observation au microscope	1: LPNA		2: LPA

BASALTES ET ROCHES ASSOCIEES
Affleurements de basaltes en pillow	Laves et brêches volcaniques (rift océanique)	Pillow de basalte (18cm) Vosges du sud
Complexe filonien et unités gabbroïques	Dykes (filons) de diabase constituant le complexe filonien de l'ophiolite (Sultanat d'Oman)	Unités gabbroïques avec litage magmatique net (Sultanat d'Oman)
Observation au microscope (LPA: lumière polarisée analysée)	Lame mince de basalte tholéiitique : phénocristaux de plagioclase et pyroxène dans une pâte	Lame mince de basalte: phénocristaux d'olivine, de pyroxène et de plagioclase dans une pâte

PERIDOTITES
Echantillons de péridotites observés à l'oeil nu	Enclave de péridotite dans un basalte: Maar de Borée (Velay, Ardèche) olivine vert jaunâtre, pyroxènes gris		Péridotite à spinelle - oxyde de Mg et Al - (volcanisme de la région de Langeac (Haute Loire)
Péridotite à grenat: nodule dans une kimberlite (brêche d'explosion) du Groenland		Péridotite serpentinisée du Chenaillet (Hautes Alpes)
Observation au microscope	Péridotite à spinelle: Maar de Borée (Velay, Ardèche). spinelle brun (MgAI2O4), orthopyroxène gris et olivine incolore en LPNA, aux teintes vives en LPA		Lame mince de péridotite (dunite: constituée essentiellement de cristaux d'olivine) LPA

2.2 LA TEXTURE TEMOIGNE DES CONDITIONS DE FORMATION:

Les roches représentatives de la croûte sont toutes des roches magmatiques, formées par refroidissement d'un magma initialement fondu où les éléments étaient distribués de façon aléatoire.
Au cours du refroidissement, ils se sont regroupés pour constituer des ensembles ordonnés: les minéraux cristallisés.
La disposition finale des cristaux définit la texture: grenue ou microlitique, celle-ci "signe" les conditions de cristallisation.

2.2.1 Les roches grenues proviennent d'un refroidissement lent du magma, pendant lequel les éléments ont le temps de s'assembler selon des plans géométriques précis caractéristiques de chaque espèce minérale.
Dans un granite les micas et les feldspaths, minéraux de haute température, cristallisent les premiers avec leur forme propre (cristaux automorphes), le quartz, minéral de plus basse température, cristallise en dernier en occupant les espaces libres (cristaux xénomorphes).

2.2.2 Les roches microlitiques se sont formées par refroidissement en plusieurs phases: les gros cristaux automorphes lors du refroidissement lent au sein de la chambre magmatique, les microlites lors du refroidissement rapide en surface, constituant ainsi deux associations cristallines différentes.
Lorsque le magma est effusif (refroidissement brutal) le matériau n'a pas le temps de cristalliser, on obtient un verre (matériau amorphe).
La croûte océanique illustre bien cette relation texture-conditions de cristallisation: les basaltes microlitiques cristallisent en surface, les gabbros grenus, en profondeur.

2.3 CONNAISSANCE INDIRECTE DU MANTEAU PROFOND ET DU NOYAU:

2.3.1 Des indices dérivés de la sismologie et du magmatisme révèlent des informations sur la composition du manteau profond.
L'augmentation régulière de la vitesse des ondes sismiques suggère que seule la densité est en cause et qu'il n'y a pas de différence majeure dans la composition chimique du manteau.
Par ailleurs, le volcanisme des points chauds semble correspondre à l'émission de magma d'origine très profonde: la composition de ces laves peut fournir des informations sur les matériaux initiaux.

Nous pouvons émettre l'hypothèse que la chimie des péridotites que l'on observe dans les 200 premiers km du manteau est la même jusqu'à 2900 km de profondeur.
Comment cette roche se comporte-t-elle si on la soumet aux conditions de pressions et de températures qui règnent au sein du manteau?
En soumettant les péridotites à des pressions et températures croissantes grâce à une cellule à enclumes de diamant , on reconstitue les phases minérales et donc les roches susceptibles d'être présentes à plus grande profondeur dans le manteau:

jusqu'à 400 km de profondeur l'olivine, les pyroxènes et le grenat sont les minéraux majeurs,
l'olivine usuelle se transforme en un nouveau minéral, de même composition chimique, mais de stucture cristalline différente, dite pour des profondeurs de 410 km,
celui-ci se transforme en phase , de même composition, mais de structure légèrement différente pour des profondeurs de 520 km,
la phase se transforme en un assemblage de silicate et d'oxyde de magnésium pour des profondeurs de 660 km (Mg2SiO4 --> MgSiO3 + MgO) qui est considéré aujourd'hui comme la meilleure description de la composition du manteau inférieur.

D'autres transformations qui intéressent les pyroxènes et les grenats sont possibles.

Pour appréhender plus complètement les structures minérales et la composition de la Terre profonde, vous pouvez consulter les animations Crystal Atomic Lattice Viewer.

Confrontons ainsi la variation de la vitesse des ondes sismiques S en fonction de la profondeur et les changements minéralogiques dans le manteau comme le montre le document ci-contre à droite. Que peut-on dire des changements minéralogiques observés dans les péridotites en laboratoire et des grandes discontinuités que les sismologues ont mis en évidence à 410 et 660 km profondeur dans le manteau?
Comparons (document ci-contre à gauche) les variations des vitesses des ondes sismiques et de la densité du manteau en fonction de la profondeur, obtenues à partir du modèle minéralogique et à partir des données sismologiques.
L'hypothèse du manteau chimiquement homogène émise précédemment est-elle vérifiée?


2.3.2 La composition du noyau n'est en revanche appréhendée que de façon très indirecte.
On sait depuis longtemps que la densité du noyau est très supérieure à celle des enveloppes accessibles.

Estimation de la densité moyenne de la Terre
Selon le principe fondamental de la dynamique, un caillou de masse m qui tombe sur le sol est soumis à une force: F = m. g
g = accélération de la pesanteur notée habituellement g = 9,82 m.se-2
La loi de l'attraction universelle de Newton permet aussi d'exprimer cette force: F = k. M. m / de2
k = constante universelle de gravitation = 6,67.10e-11 N.me2.kge-2
M = masse de la Terre
m = masse du caillou
d = distance séparant les centres de gravité de la Terre et du caillou soit le rayon terrestre: 6367.10e3 m
Le globe terrestre peut être considéré comme une sphère dont le volume est donné par la formule V = 4Re3 / 3.
Calculez la masse de la Terre, son volume et pour finir, sa masse volumique et donc sa densité.

Les densités des couches superficielles de la Terre sont égales à:
hydrosphère: 1,04 matériaux continentaux: 2,7 matériaux des fonds océaniques: 2,9 péridotites du manteau : 3,2 à 5 Quelle conclusion peut-on tirer de leur comparaison avec la densité moyenne de la Terre?



Par ailleurs on connaît assez bien la composition chimique globale de la Terre, qui est identique à celle des chondrites qui percutent encore notre planète.
C'est l'accrétion de ces météorites qui a formé la Terre primitive: celle-ci s'est ensuite différenciée en formant un noyau interne surmonté d'un manteau. La composition de ce dernier étant à peu près connue, celle du noyau peut-être déduite par différence: les spécialistes pensent ainsi qu'il est très riche en fer (Fe) et en nickel (Ni).


Estimation de la concentration en fer du noyau terrestre
La masse de la Terre (M) est connue. Connaissant la densité moyenne des péridotites et le volume du manteau et en négligeant la masse de l'écorce, on peut évaluer à 0,67 M la masse du manteau et à 0,33 M la masse du noyau.
Les proportions de fer (sous forme de FeO) dans les chondrites et les péridotites sont les suivantes:

Concentrations en fer (FeO) en % dans les chondrites dans les péridotites 35,8 6

Connaissant les masses molaires atomiques de Fe (56) et de O (16), calculez la concentration en Fe des chondrites et des péridotites.
En appliquant le principe de la conservation des masses exprimées selon M, vous pouvez ainsi déduire:

la masse totale de fer contenue actuellement dans le globe terrestre: c'est celle qui existait dans la Terre magmatique primitive de composition chondritique,
la masse totale de fer contenue dans le manteau,
la masse totale de fer contenue dans le noyau.

Vous pouvez ainsi déterminer la concentration en fer du noyau terrestre qui est le seul paramètre inconnu.



N.B. Une question à propos de la vitesse des ondes P " Pourquoi la vitesse des ondes P est-elle plus faible à 5 100 km de profondeur qu'à 2 900 km alors qu'elle est normalement plus élevée dans le fer ?" trouve sa réponse à l'adresse suivante:
http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/XML/db/planetterre/metadata/LOM-ondes-et-structure.xml


Nous pouvons résumer ainsi la structure du globe terrestre avec les deux schémas ci-contre.

Concentrations en fer (FeO) en %
dans les chondrites	dans les péridotites
35,8	6