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C. Basile M1 EEF SVT 2013-2014

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1 Structure de la Terre 1.1 Godsie et gravimtrie

1.1.1 Forme de la Terre La godsie, cest ltude de la forme de la Terre et la mesure de ses dimensions. Etre la surface de la Terre nest pas la meilleure place pour avoir une ide de sa forme. Par contre, une vue de loin, cest dire de lespace, montre que la Terre a une forme globalement sphrique (Fig. 1.1.1).

Figure 1.1.1 : La Terre vue de lespace

La premire mesure du rayon terrestre est due Eratosthne vers 250 avant J.C. (en Egypte, midi le jour du Solstice dt, le soleil est au znith Assouan (Tropique du Cancer) alors quil ne lest pas 790 km plus au nord (Alexandrie), o un oblisque de 8 m de haut fait une ombre de 1 m de long). Le rayon moyen de la Terre est de 6367 km. Eratosthne avait calcul 6551 km. Lide que la Terre nest pas exactement ronde date du 17me sicle, et la mesure dun degr darc de mridien lEquateur (Prou - entre autre par P. Bouguer) et prs du ple (Laponie) est la premire dtermination de la forme relle de la Terre. Rayon quatorial 6378,160 km Rayon polaire 6356,774 km La forme de la Terre se rapproche donc de celle dun ellipsode de rvolution (forme obtenue par rotation dune ellipse autour dun de ses axes) daplatissement 1/298,257 plutt que dune sphre (Fig. 1.1.2). Cela correspond une diffrence de rayon de 11 km aux ples et lquateur. Lellipsode de rvolution est la forme que prend un objet dformable homogne en rotation en raison de la force centrifuge plus forte lEquateur, o la vitesse de rotation la surface du globe est plus rapide quaux ples. Cet ellipsode est appel l'ellipsode de rfrence, et sert de rfrence toutes les mesures d'altitude ou de gravimtrie. Il correspond une Terre homogne, donc toute anomalie par rapport cette rfrence traduit une htrognit.


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Figure 1.1.2 : Coupe de la sphre et de lellipsode terrestre, qui se confondent au premier ordre. Il faut agrandir de trois ordres de grandeur (2000 fois sur la figure) pour les distinguer. Dans le dtail (Fig. 1.1.2, mais regardez aussi autour de Grenoble), la forme nest certainement pas celle dune sphre: montagnes +8km et reliefs sous-marins -11km. Sphre et ellipsode sont des surfaces mathmatiques qui sapprochent de la surface relle. La surface dun plan deau dfinit exactement lhorizontale, perpendiculaire la verticale dfinie par la trajectoire de chute dun objet (ou par un fil plomb). La surface moyenne des mers et des ocans dfinit le gode, qui correspond alors la surface relle du globe. Le gode est mesur par altimtrie satellitaire (Fig. 1.1.3) en comparant laltitude S dun satellite mesure (par GPS, laser) par rapport lellipsode son altitude R mesure (par radar embarqu) par rapport au niveau de la mer, et en tenant compte des variations temporelles du niveau de la mer (topographie dynamique sur la figure : mares, courants, vagues). Le gode ne correspond pas exactement un ellipsode, ce qui traduit une rpartition non homogne en profondeur, cest dire pas en enveloppes concentriques lintrieur du globe. Pour des longueurs dondes courtes (10-100 km), le gode reflte la bathymtrie (htrognit entre leau et les roches du fond de la mer) et est utilis pour produire des cartes faible rsolution de locan mondial. Pour des longueurs dondes suprieures 5000 km, lamplitude du gode est de 100 m par rapport l'ellipsode de rfrence (Fig. 1.1.4), et reflte des htrognits plus profondes.


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Figure 1.1.3 : Principe de la mesure du gode par altimtrie satellitaire. Document CNES.

Figure 1.1.4 : Le gode (altitudes en m par rapport lellipsode de rfrence) en 3D (gode exagr verticalement de 5 6 ordres de grandeur par rapport lellipsode) et en carte.


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1.1.2 Champ de pesanteur Tout corps exerce sur les autres une force gravitationnelle que lon nomme le champ de pesanteur (ou attraction universelle). La gravimtrie, cest ltude et la mesure des variations dans lespace et dans le temps du champ de pesanteur. Cest un moyen didentifier des htrognits de masses en profondeur, donc davoir des informations sur la structure profonde.

1.1.2.1 Masse et densit La force gravitationnelle entre deux corps est proportionnelle (via une constante gravitationnelle G que l'on peut mesurer indpendamment : exprience de torsion de pendules de Cavendish, 1798) aux deux masses (m1 et m2) et inversement proportionnelle au carr de leur distance r.

F = (G m1 m2) / r2 A la surface de la Terre, on crit cette relation en fonction de lacclration de la pesanteur g

g = (G m1) / r2 do F = g m2 o r est le rayon de la Terre et m1 sa masse ramene en son centre. On peut mesurer g via la chute libre dun corps dans le vide (Fig. 1.1.5). Voir aussi lexprience de Galile la tour de Pise : des objets de masses diffrentes ne tombent pas vitesse constante mais acclration constante. En moyenne g = 9,81 m s-2 (dimension dune acclration). Connaissant g, G et r, on en dduit m1 la masse de la Terre 5,976 1024 kg.

Fig. 1.1.5 : gravimtre absolu FG5 (Dubois et Diament, daprs Niebauer)

Le rayon (donc le volume) et la masse donnent la densit moyenne de la Terre: 5,517 La densit des roches en surface varie en gnral de 2,5 3,3, avec une valeur moyenne de 2,67. La Terre nest donc pas homogne et il doit exister en profondeur des roches plus denses (>5,5) compensant les roches moins denses de la surface.


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1.1.2.2 Surface equipotentielle de gravit Quand on lche une masse, elle chute en acclrant : son nergie cintique augmente, partir dune autre forme dnergie, lnergie potentielle de gravit (la mme qui va tre stocke via leau dans une retenue de barrage, et libre pour produire de llectricit). On en dduit un potentiel de gravit. Lacclration de la pesanteur g est un champ vectoriel qui drive (au sens mathmatique) du potentiel de gravit. Une surface equipotentielle du champ de gravit prsente en tous ses points un mme potentiel de gravit, mais pas une mme acclration de la pesanteur. Une quipotentielle de gravit correspond une surface horizontale, donc perpendiculaire la verticale dfinie par g (chute libre ou fil plomb). Le gode est un exemple de surface quipotentielle du champ de gravit. Cette surface est mesure sur les ocans, elle peut tre dduite sur les continents de la mesure de g.

1.1.2.3 Moment dinertie Le moment dinertie, calcul partir des trajectoires des plantes, est fonction de la rpartition de la masse par rapport laxe de rotation de la plante. Le moment dinertie mesur pour la Terre reprsente seulement 83% du moment dinertie calcul pour une Terre homogne. Cest un autre argument qui indique que la Terre nest pas homogne, et le moment dinertie mesur peut tre modlis en supposant une zone centrale, de densit voisine de 10, dont le diamtre correspond la moiti du diamtre de la plante ( peu prs 2800 km).

1.1.2.4 Anomalies gravimtriques Si la Terre avait une rpartition de masse uniforme en profondeur (et on a vu que cela ntait pas le cas), la surface de la Terre correspondrait un ellipsode de rvolution, et les variations de la pesanteur dpendraient uniquement de la latitude (via la force centrifuge et la distance au centre de la Terre). Cet ellipsode qui nexiste pas mais que lon peut calculer, correspond lellipsode de rfrence. La gravit la surface de cet ellipsode correspond la gravit de rfrence. Quand on fait une mesure de gravit, on la compare la rfrence, et la diffrence correspond une anomalie de gravit. Les anomalies varient entre 10-3 et 10-8 m s-2, et sont en gnral exprimes en Gal ou mGal (en lhonneur de Galile). 1 Gal = 1 cm s-2, 1 mGal = 10-5 m s-2 (anomalies de 100 0,001 mGal) Exemple Chamonix : g mesur 980332,9 mGal g rfrence 980712,7 mGal anomalie gravimtrique g mesur g rfrence = -379,8 mGal (0,04% de la rfrence). Mais la rfrence correspond lellipsode, et la mesure nest pas faite sur lellipsode. Pour pouvoir comparer les deux, il faut appliquer des corrections : - correction lair libre : on considre la variation de g due la diffrence daltitude par rapport lellipsode (souvent par rapport au gode = niveau de la mer) (comme si on mesurait depuis un avion). Appliquer uniquement cette correction donne lanomalie lair libre. - correction de plateau : on considre la variation de g induite par la couche de roche situe entre lellipsode et le point de mesure, en supposant cette couche dpaisseur constante. - correction topographique : on prend en compte les masses qui sont proximit du point de mesure une altitude suprieure (montagnes) ou infrieure (valles). Cet effet topographique est en particulier observ par la dviation dun pendule vers une chane de montagne : Grenoble une ligne verticale ne se prolongerait pas jusquau centre de la Terre.


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Appliquer ces trois corrections donne lanomalie de Bouguer, qui reflte les htrognits sous lellipsode. Une anomalie positive indique un excs de masse en profondeur (sous lellipsode), une anomalie ngative indique un dficit de masse en profondeur. La prcision des instruments actuels de lordre de 0,01mGal. Pour conserver cette prcision dans une carte danomalie lair libre, il faut connatre laltitude du point de mesure 3 cm prs! Exemple Chamonix Correction daltitude + 320,3 mGal

Anomalie lair libre = g mesur (g rf correct alt) = -59,5 mGal Correction de plateau - 118 mGal Correction topographique + 34 mGal Anomalie de Bouguer = -143,5 mGal Lanomalie de Bouguer est calcule pour rapprocher le plus possible la mesure de celle qui aurait t faite sur lellipsode de rfrence. Elle supprime toutes les causes superficielles danomalies. Or lanomalie de Bouguer est importante, de plusieurs centaines de mGal, et positives au dessus des ocans (+ 100 mGal dans le Golfe de Gascogne), ngatives dans les chanes de montagnes (-143 Chamonix, jusqu -160 mGal dans les Alpes) (Fig. 1.1.6). Lanomalie de Bouguer indique un excs de masse en profondeur sous les ocans, un dficit de masse sous les chanes de montagnes. Les chanes de montagnes sont elles creuses? Bien sur que non, pour avoir un dficit de masse, il suffit de remplacer du matriel dense par du matriel moins dense. Par exemple, de remplacer du matriel dune couche profonde et dense (quon appellera manteau, de densit 3,3) par du matriel de la couche superficielle et lgre (quon appellera crote, densit 2,8): il y a donc des racines crustales sous les chanes de montagnes. Inversement, pour avoir un excs de masse sous les ocans, il faut remplacer de la crote par du manteau, donc laugmentation de profondeur la surface de la Terre correspond une remonte du sommet du manteau en profondeur. Il y a donc globalement une compensation : les excs de masse en surface (montagnes) sont compenss par des dficits en profondeur (racines crustales) ; les dficits en surface (bassins) sont compenss par des excs en profondeur (remonte du sommet du manteau).

Fig. 1.1.6 : Lanomalie de Bouguer (mGal) en France (BRGM)


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A des chelles plus locales, les anomalies gravimtriques sont utilises pour estimer la rpartition des masses superficielles : un granite sous les sdiments, un gisement de minraux lourds, une cavit souterraine

1.1.2.4 Isostasie La compensation des masses entre la surface et la profondeur est interprte par une thorie, lisostasie, base sur lquilibre isostatique : la pression est la mme en tout point dune surface appele surface de compensation. Deux modles ont t proposs la fin du 19me sicle, qui correspondent une isostasie locale : chaque colonne de roche peut se dplacer verticalement indpendamment de la colonne voisine. On considre bien sur des domaines de grande taille, de lordre au minimum de la centaine de km de diamtre. Les deux modles supposent des corps de densit (ou masses volumiques) diffrentes. Le modle dAiry (en haut Fig. 1.1.7) considre un corps lger superficiel (1, quon appellera la crote) au dessus dun corps plus dense (2, quon appellera le manteau). Dans ce modle, les variations daltitudes en surface sont compenses par les variations dpaisseur de la crote (la base de la crote nest pas horizontale), et donc par les variations de proportion crote/manteau au dessus de la surface de compensation. Le modle de Pratt (en bas Fig. 1.1.7) considre un corps lger superficiel dont la base est horizontale mais dont les densits varient latralement (1 4) (et on verra dans la suite de cours que le terme de crote nest pas adapt pour cette couche superficielle). Les variations daltitudes sont alors compenses par les variations de densits. Dans les deux cas, la position exacte de la surface de compensation nest pas spcifie (et na pas besoin dtre spcifie, cf. exercice). Un troisime modle (Veining Meinesz, dbut 20me sicle) correspond pour sa part une isostasie rgionale, les masses en surface tant compenses en profondeur dans un domaine plus large. Dans ce modle, une chane de montagne serait compense par une racine crustale plus large que la chane.

Fig. 1.1.7 : Modles disostasie locale : Airy (en haut), Pratt (en bas)


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Godsie et gravimtrie : savoir

- En premire approximation, la Terre est une sphre de rayon approximatif 6400 km, dans le dtail proche dun ellipsode de rvolution aplati aux ples. La forme relle de la Terre correspond au gode, surface moyenne des ocans. - Densit moyenne de la Terre : 5,5 ; densit moyenne des roches en surface 2,7. - En gophysique, une anomalie = mesure rfrence - Lanomalie de Bouguer reflte la rpartition des masses sous lellipsode : une anomalie de Bouguer ngative correspond un dficit de masse, positive un excs de masse. - La corrlation entre topographie et anomalie de Bouguer peut tre explique par la thorie de lquilibre isostatique (au dessus dune surface de compensation, toute colonne de roche a le mme poids).

Bibliographie : Dubois et Diament : Gophysique. Dunod diteur.


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1.2 Sismologie 1.2.1 Sismes et sismomtres

Dfinitions : un sisme, aussi appel tremblement de Terre, est une secousse ou srie de secousses du sol. Il provient du dplacement brutal (appel rupture) de deux blocs rocheux lun par rapport lautre. La surface de dplacement correspond un plan de faille. Un sisme est donc produit par la rupture dun plan de faille. La rupture se produit en profondeur, et se propage le long de la faille des vitesses de plusieurs km/s. Foyer = Hypocentre : lieu de la rupture initiale en profondeur Epicentre : point en surface le plus proche (= la verticale) du foyer Exemple rcent : sisme de Sendai (au large de la centrale nuclaire de Fukushima), le 11 Mars 2011. Le foyer tait 30 km de profondeur, la surface de faille o sest produite la rupture faisait 200 km de largeur sur 500 km de long (100 000 km2 = surface des rgions Rhne-Alpes, PACA et Languedoc-Roussillon). Le dplacement maximum a t de 24 m (4 m la cte), et le sisme a dur 2 3 minutes. Les sismes sont plus ou moins importants (la ou les secousses ont une dure et une amplitude plus ou moins importantes). Ils sont valus par deux chelles : Intensit (chelle de Mercalli, maintenant MSK) : comprend 12 niveaux numrots en chiffres romains (I XII). Cette chelle est base sur la perception humaine et les dommages aux constructions. I : pas de perception humaine ; XII : toutes les constructions sont dtruites, le paysage est modifi Cette chelle tant base sur la prsence humaine, elle nest pas utilisable dans un dsert ou en mer, cest dire sur les trois quarts de la surface terrestre. Par contre elle permet une valuation des sismes historiques pour lesquels on a des traces crites. Dautre part, des effets de site peuvent amplifier les mouvements du sol lors dun sisme. Par exemple Grenoble, le dplacement du sol est amplifi 10 fois dans la plaine (ex Campus) par rapport aux reliefs voisins (mais ces dplacements restent de faible ampleur). Autre exemple : Mexico 1985 : 10 000 morts. Dans les deux cas, il sagit de bassins remplis dalluvions rcentes plus ou moins riche en eau. Le Grsivaudan et Grenoble sont sur un remplissage fluvio-lacustre post-glaciaire (plus de 800 m de sdiments en amont de Grenoble), Mexico sur un ancien lac combl. Le sisme de Sendai correspondait une intensit IX terre, cest dire 130 km de lpicentre. Magnitude (chelle de Richter) : de 1 9 (chiffres arabes). Cette chelle correspond une mesure (indirecte) de lnergie libre par le sisme. Un sisme ne produit un dplacement permanent que sur la faille qui la produit (Fig. 1.2.1). Au del, il produit un mouvement temporaire qui se propage. Ds le 18me sicle, ce mouvement est identifi comme une vague de terre, qui correspond une onde se propageant partir du foyer. Au 19me sicle ont t conu des instruments (sismomtres = sismographes) pour enregistrer ces ondes (Fig. 1.2.2).


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Fig. 1.2.1 : Faille associe au sisme du Sichuan (2008). (http://planet-terre.ens-lyon.fr/article/seisme-Sichuan-Longmen-Shan.xml, photo V. Godard, prise 7 mois aprs le sisme). N55 correspond la direction de la faille indique par un pointill rouge, les triangles rouges indiquent le compartiment chevauchant, la flche blanche le rejet vertical.

Fig. 1.2.2 : Quelques modles archaques de sismographes, bass sur le dcalage entre le mouvement du bti et celui du pendule qui lui est attach. Lenregistrement peut tre numrique (en bas) ou analogique (en haut), et peut concerner la composante verticale ( gauche) ou une composante horizontale ( droite).


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On enregistre suivant trois axes perpendiculaires (1 vertical et 2 horizontaux) le dcalage du mouvement entre un bti solidaire du sol et une masse inerte qui y est suspendue. Lenregistrement sappelle un sismogramme, o les ondes sont caractrises en particulier par leur priode et leur amplitude. Les vibrations industrielles, la circulation produisent des ondes de priodes courtes (0,01 0,1 s). Les sismes produisent des ondes de priodes variant de 0,1 s 1000 s (plus de 15 minutes). Les mares terrestres (dformation de la Terre lie lattraction lunaire) produisent des ondes de priode suprieure 1000 s. Lnergie libre par un sisme est estime partir de lamplitude maximale mesure. Cette amplitude dpend de lappareil de mesure : il faut une standardisation et/ou un talonnage des appareils. Elle dpend aussi de la distance entre le foyer et le point de mesure : il faut appliquer une correction pour ramener la mesure une distance standard de 100 km. Ces deux paramtres, ainsi que les modles reliant amplitude et nergie, expliquent les variations des magnitudes communiques aprs un sisme. Lchelle de magnitude est logarithmique dcimale : un sisme de magnitude 4 libre 10 fois plus dnergie quun sisme de magnitude 3. En gnral, on observe des dommages partir de magnitudes 4,5, et les grands sismes ont des magnitudes suprieures 7,5. La magnitude du sisme de Sendai tait de 9, du mme ordre de grandeur que les plus grands sismes connus (Chili 1960 : magnitude 8,9 9,5, correspondant lnergie de 500 000 bombes atomiques dHiroshima). Les sismes des alentours de Grenoble ont des magnitudes comprises entre 2,5 et 4,5. Il y a aussi des sismes de magnitude plus faible, mais ils ne sont usuellement pas enregistrs, ou avec une trop mauvaise rsolution.

1.2.2 Ondes sismiques Les sismogrammes (Fig. 1.2.3) montrent que lors dun sisme, plusieurs ondes se succdent, caractrises par des frquences et des amplitudes diffrentes.


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Fig. 1.2.3 : Sismogramme enregistr 12 000 km de distance, suivant trois composantes (verticale en haut). (Dubois et Diament, daprs Montagner et Roult). Les diffrents types dondes sont explicits Fig. 1.2.10. On distingue quatre types dondes : - Ondes de volume P, (P)remires arriver, donc celles qui se propagent le plus rapidement. Ce sont des ondes de compression impliquant une oscillation suivant laxe de propagation de londe (Fig. 1.2.4). S, (S)econdes arriver, donc propagation plus lente. Le rapport entre les vitesses de propagation des ondes P et S est constant : VS = VP / 3. Ce sont des ondes de cisaillement impliquant une oscillation perpendiculaire laxe de propagation de londe (Fig. 1.2.4). Comme il est impossible de cisailler un liquide, les ondes S ne sy propagent pas. - Ondes de surface qui se propagent aux interfaces entre les diffrents milieux (en particulier la surface de la Terre, mais pas seulement) : ondes de Rayleigh et de Love (Fig. 1.2.4).

Fig. 1.2.4 : Dformation lastique lors de la propagation (flche blanche) des diffrents types dondes (Dubois et Diament, daprs Bolt).

1.2.2 Propagation des ondes sismiques Les ondes de volume se propagent dans toutes les directions. Le front donde correspond lenveloppe atteinte par londe un moment donn. On modlise londe sismique par un rai sismique perpendiculaire au front donde. A linterface entre deux milieux homognes o les vitesses de propagation sont diffrentes (ce qui correspond des densits diffrentes), une onde (reprsente par un rai sismique, Fig. 1.2.5) se rflchit et se rfracte. Les angles dincidence et dmergence suivent la loi de Descartes (identique la propagation des rayons lumineux) : pour la rfracte sin(i1)/V1 = sin(i2)/V2 La rflchie se propageant dans le mme milieu que londe incidente, langle dmergence est gal langle dincidence = i1 Les vitesses sismiques augmentent avec la densit, elle mme fonction de la profondeur. La rgle gnrale est donc une augmentation des vitesses sismiques avec la profondeur. Si V2 > V1, V2 / V1 >1 et la loi de Descartes peut aussi scrire V2 / V1 = sin(i2) / sin(i1) Do sin(i2) / sin(i1) > 1, et i2 > i1 : langle du rayon mergent augmente et scarte de la verticale (= se rapproche de lhorizontale) quand la vitesse sismique augmente avec la profondeur.


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Dans un milieu o la vitesse augmente avec la profondeur (ce qui est le cas gnral), londe rfracte va progressivement se rapprocher de lhorizontale en sapprofondissant, puis remonter vers la surface en scartant nouveau de lhorizontale. La forme la plus frquente de la trajectoire dun rai sismique est une courbe (Fig. 1.2.7)

Fig. 1.2.5 : Rflexion et rfraction. Les vitesses sentendent pour un type donde : dans le milieu 1 les ondes P et S se propagent, avec VP1 > VS1. Chaque onde incidente produit par rflexion et rfraction les deux types dondes de volume : une onde P incidente produit une P et une S rflchie, une P et une S rfracte. Comme les vitesses des ondes P et S diffrent, les angles dmergence diffrent galement. En fonction des variations de vitesses sismiques avec la profondeur, les ondes sismiques vont avoir des trajectoires et temps de parcours diffrents (Fig. 1.2.6). Connaissant la position du foyer dun sisme et le moment o il a eu lieu, il est possible de construire une courbe appele hodochrone associant la distance parcourue au temps de parcours (Fig. 1.2.6).

Fig. 1.2.6 : Vitesse des ondes sismiques en fonction de la profondeur, trajectoire des ondes et hodochrones associes. Cas particulier dune vitesse constante avec la profondeur. A gauche la variation de la vitesse sismique en fonction de la profondeur ; droite sont superposs en


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bas une coupe montrant la trajectoire des ondes partir du foyer (toile) et en haut un hodochrone (temps de parcours en fonction de la distance la surface). La distance est reprsente par une horizontale ; pour les grandes distances il faut prendre en compte la courbure de la Terre et les distances sont exprimes en distances angulaires . Dans lexemple de la Fig. 1.2.6, la vitesse est constante avec la profondeur, il ny a donc pas de rfraction et les trajectoires sont droites. Cela correspond par exemple la propagation des ondes dans locan. Dans ce cas, la distance parcourue par londe peut tre dfinie dans un triangle rectangle ayant comme cot la profondeur du sisme z et la distance horizontale d :

Distance parcourue = (z2 + d2) et temps de parcours T = (z2 + d2) / V Loin du foyer, la profondeur d est ngligeable par rapport la distance horizontale et lhodochrone tangente une droite T = d / V. On peut donc dduire la vitesse des ondes de la pente 1/V de lhodochrone. A lpicentre d = 0 et T = z / V. Connaissant la vitesse V, on en dduit la profondeur z du sisme. Les mesures du temps de parcours des ondes et la construction dun hodochrone permettent donc de dduire la vitesse des ondes ( partir de la pente de lhodochrone) et la profondeur du sisme (intersection avec laxe des ordonnes). Lexemple de la Fig. 1.2.7 est plus raliste, avec une vitesse augmentant de manire linaire avec la profondeur. Dans ce cas, les trajectoires des rais sismiques sont courbes, et lhodochrone a une forme convexe. On peut montrer mathmatiquement que la pente locale de lhodochrone est fonction de 1/Vx, Vx tant ici la vitesse atteinte au point le plus bas de la trajectoire du rai, et donc la vitesse la profondeur zx ; et que lintersection de la tangente lhodochrone est fonction de la profondeur zx et des vitesses de propagation entre la surface et la profondeur zx. On retrouve un dispositif o la construction dun hodochrone permet de dduire la variation de la vitesse en fonction de la profondeur.


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Fig. 1.2.7 : Vitesse des ondes sismiques en fonction de la profondeur, trajectoire des ondes et hodochrones associes. Cas particulier dune vitesse croissante avec la profondeur. Mme lgende que la Fig. 1.2.6. Dans lexemple de la Fig. 1.2.8, la vitesse augmente plus rapidement une certaine profondeur. Au dessus de cette profondeur, la propagation des ondes est semblable celle de lexemple prcdent (Fig. 1.2.7). Par contre une onde qui pntre dans la zone plus rapide va tre plus fortement dvie et va donc remonter en surface plus prs de lpicentre (courbe verte), formant un point de rebroussement sur lhodochrone. Les ondes qui pntrent dans la zone infrieure, o le gradient est nouveau plus faible, arrivent plus loin de lpicentre et forment une nouvelle branche de lhodochrone moins pente puisquayant une vitesse de propagation plus rapide. Sur certaines parties de lhodochrone, on a donc plusieurs ondes qui arrivent au mme point, certaines ayant un trajet plus court mais plus lent en surface (pente plus forte de lhodochrone), dautres un trajet plus long mais plus rapide en profondeur (pente plus faible de lhodochrone). Les deux croix les plus droite sur la figure 1.2.8 montrent que le rais sismique vert, bien que parcourant une distance plus grande, arrive avant le rai sismique rouge.

Fig. 1.2.8 : Vitesse des ondes sismiques en fonction de la profondeur, trajectoire des ondes et hodochrones associes. Cas particulier dune zone fort gradient de vitesse, produisant un point de rebroussement. Mme lgende que la Fig. 1.2.6. Le dernier exemple (Fig. 1.2.9) concerne le cas particulier o la vitesse diminue avec la profondeur, dans ce quon appelle une zone faible vitesse. Quand un rai sismique (bleu sur la figure) pntre dans cette zone faible vitesse, il va se rapprocher de la verticale. Quand il va ressortir de cette zone vers le bas, cest dire quand la vitesse va nouveau augmenter avec la profondeur, le rai sismique va de nouveau se rapprocher de lhorizontale, puis repartir vers la surface. Cette dflexion vers le bas dans la zone faible vitesse produit en surface une


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zone dombre o aucune onde sismique nest reue. La zone dombre spare deux parties de lhodochrone o la pente est diffrente : plus prs du foyer, une pente forte correspondant aux vitesses faibles de la couche superficielle ; loin du foyer une pente faible correspondant aux vitesses rapides de la couche profonde.

Fig. 1.2.9 : Vitesse des ondes sismiques en fonction de la profondeur, trajectoire des ondes et hodochrones associes. Cas particulier dune zone faible vitesse, produisant une zone dombre. Mme lgende que la Fig. 1.2.6. Ce type de dispositif peut tre utilis en tudiant la propagation dondes mises naturellement par des sismes (sismologie), mais peut aussi utiliser une source artificielle donde sismique (explosion par exemple), en gnral place en surface. On appelle ce type de mesure sismique rfraction ou sismique grand angle. Elles permettent de la mme manire, mais une chelle plus locale, de construire des hodochrones et dterminer la vitesse de propagation de londe sismique en fonction de la profondeur.

1.2.3 Zonation physique du Globe Les premiers sismomtres ont t installs la fin du 19me sicle. En 1909, Mohorovicic identifie une discontinuit majeure qui depuis porte son nom, aussi abrge en Moho. Cette discontinuit est identifie en Europe orientale, partir denregistrement de sismes relativement superficiels (moins de 60 km). Jusqu 200 km de distance lpicentre, on enregistre des ondes P (et S) relativement lente, puis un point de rebroussement apparat sur lhodochrone et au del de 200 km, les ondes P sont plus rapide. On met ainsi en vidence une zone o la vitesse augmente rapidement (Fig. 1.2.8). La vitesse des ondes P est infrieure 7 km/s dans la partie suprieure appele crote, suprieure 8 km/s dans la partie infrieure


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appele manteau. La limite entre crote et manteau correspond donc au Moho. Les ondes S traversent manteau comme crote, indiquant que ces deux enveloppes sont solides. Lhodochrone permet galement de dterminer la profondeur du Moho : en moyenne, il est 30-35 km sous les continents rcents (cest dire qui ont t dforms au cours des derniers 300 Ma (Millions dannes), comme lEurope occidentale), plutt 45 km sous les continents anciens (pas dforms depuis 300 600 Ma), 60 km sous les chanes de montagnes, 10 15 km sous les ocans. On retrouve par une mthode indpendante linterprtation des anomalies gravimtriques dans lhypothse disostasie dAiry : il y a une racine crustale sous les chanes de montagne, et un manteau moins profond sous les bassins ocaniques que sous les continents. Une deuxime discontinuit a t postule lintrieur de la crote : il sagit de la discontinuit de Conrad, qui est quelque peu tombe en dsutude depuis que le forage de la presquile de Kola (au nord de la Russie, forage continental le plus profond : plus de 12 km de profondeur) a travers cette discontinuit sans y observer de modifications. La discontinuit de Gutenberg est pour sa part dfinie partir dune zone dombre (Fig. 1.2.10). Elle limite donc une partie infrieure, appele noyau o la vitesse des ondes est plus lente que dans la partie suprieure (manteau). Dautre part les ondes S ne traversent pas le noyau, indiquant quil est liquide.

Fig. 1.2.10 : Discontinuits sismologiques de la Terre et propagation des ondes sismiques. Sur le planisphre est reprsente en gris la zone dombre o un sisme qui se produit au Japon nest pas enregistr (distance angulaire de 103 145). Les ondes qui se rflchissent


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sur le noyau sont notes C, celles qui se rfractent dans le noyau sont notes K : P4 est une onde PCP (P dans le manteau, rflchie sur le noyau, P dans le manteau) ; P5 ou P6 sont des ondes PKP (P dans le manteau, P dans le noyau, P dans le manteau). De la mme manire, les ondes qui se rflchissent ou se rfractent sur la graine sont notes i ou I : P7 est une onde PKiKP, P8 une onde PKIKP. Les ondes PP ou SS (rflchies sur la crote) ne sont pas indiques sur cette figure. La discontinuit majeure la plus profonde est la discontinuit de Lehman (Fig. 1.2.10), qui spare le noyau externe liquide, faible vitesse, du noyau interne (aussi appel graine) solide, forte vitesse. Les ondes P qui se propagent dans le noyau externe gnrent des ondes P et des ondes S quand elle atteignent la graine (Fig. 1.2.5), ces ondes P et S ne se propagent pas la mme vitesse et narrivent donc pas en mme temps : on peut distinguer une onde P(manteau)P(noyau externe)P(graine)P(noyau externe)P(manteau) dune onde P(manteau)P(noyau externe)S(graine)P(noyau externe)P(manteau).

Fig. 1.2.11 : Modle de variation des vitesses des ondes sismiques et de la densit en fonction de la profondeur. Plusieurs autres zones prsentent des variations particulires des vitesses sismiques : - Vers 150 km de profondeur, une zone faible vitesse (Low Velocity Zone = LVZ, Fig. 1.2.11) correspond une diminution de vitesse des ondes P et S avec la profondeur. Cette zone faible vitesse prsente des variations gographiques : elle nest pas systmatiquement observe, et sa profondeur varie. - On peut distinguer deux parties dans le manteau : un manteau infrieur, plus profond que 650-700 km, et un manteau suprieur au dessus. Le manteau infrieur montre une augmentation rgulire des ondes sismiques avec la profondeur. Par contre, le manteau suprieur prsente plusieurs sauts de vitesse (Fig. 1.2.11). - A linterface entre le manteau et le noyau se trouve une couche trs htrogne (couche D), de faible paisseur (quelques dizaines de km en gnral), mais avec de fortes variations latrales.

1.2.3 Rpartition gographique des sismes : lithosphre et asthnosphre


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Les sismes ne sont pas rpartis de manire homogne (Fig. 1.2.12). La plus grande partie de la surface terrestre prsente une sismicit faible, avec des sismes peu frquents et en gnral de faible magnitude. Par contre, les sismes sont concentrs dans des bandes de quelques dizaines centaines de km de large. Un sisme correspondant un dplacement entre deux blocs, la rpartition des sismes indique que ces dplacements sont localiss.

Fig. 1.2.12 : Rpartition cartographique des sismes (points). La coupe montre la rpartition en fonction de la profondeur lOuest de lAmrique du Sud. Daprs Pomerol. On dfinit ainsi la surface de la Terre des plaques sans (ou avec trs peu d) activit sismique, spares par des limites de plaques o sont concentrs les dplacements. On verra dans la suite du cours comment on met en vidence les dplacements des plaques, leur moteur, et tous les phnomnes qui y sont associs (reliefs, dformations, magmatisme, mtamorphisme, ). Quelle est lpaisseur de ces plaques ? En coupe (Fig. 1.2.12), lpaisseur de la couche affecte par les sismes est de lordre de la cinquantaine de km. Dans cet exemple, cette couche est en continuit avec la crote de locan Pacifique, qui ne fait quune dizaine de km dpaisseur. Cette couche superficielle qui se casse est donc plus paisse que la crote : on


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lappelle la lithosphre, elle comprend la crote et le sommet du manteau suprieur, et elle est caractrise par son comportement mcanique rigide : elle se plie et se casse, on y observe des sismes. Sous la lithosphre se trouve lasthnosphre, caractrise par un comportement ductile, o on nobserve pas de sismes. On assimile souvent lasthnosphre la zone faible vitesse du manteau suprieur. On peut interprter ce changement de proprit mcanique en fonction du rapport entre la temprature et la temprature de dbut de fusion (solidus) (Fig. 1.2.13). Quand ce rapport vaut 1 (cest dire la temprature du solidus), la roche commence fondre et se dforme trs facilement et trs rapidement. Quand ce rapport est infrieur mais proche de 1, la roche est solide mais se dforme facilement et rapidement (asthnosphre). Dans la lithosphre, ce rapport est plus faible, la limite lithosphre-asthnosphre ntant pas une limite brutale, mais une transition progressive. Certains niveaux lithosphriques ont un comportement cassant (crote suprieure, sommet du manteau lithosphrique), dautres un comportement ductile (crote continentale infrieure, base du manteau lithosphrique), mais lensemble a un comportement globalement rigide. Par analogie, dans un sandwich alternant biscotte et pain de mie, cest la biscotte qui impose sa rigidit lensemble. Il est important de noter que la distinction lithosphre/asthnosphre ne se superpose pas la distinction crote/manteau : le Moho se trouve lintrieur de la lithosphre. La limite lithosphre/asthnosphre se trouve donc lintrieur du manteau suprieur, et correspond un changement de comportement mcanique (rigide/ductile) contrl par la temprature. La limite lithosphre/asthnosphre correspond (approximativement) lisotherme 1300C, et sa profondeur va donc varier avec le gradient gothermique, depuis quelques km dans les zones les plus chaudes jusqu plus de 150 km de profondeur dans les zones les plus froides.


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Fig. 1.2.13 : Temprature et comportement mcanique dans la lithosphre et lasthnosphre. Le Pichon, 1984.

Sismologie : savoir

- La propagation des ondes sismiques permet de dfinir des enveloppes concentriques dans la Terre solide : en surface la crote, spare du manteau par le Moho (35 km de profondeur sous les continents, 10 sous les ocans), le noyau ( partir de 2900 km de profondeur) avec une partie externe liquide et une partie interne (graine) solide. - Le comportement mcanique permet de dfinir une enveloppe superficielle, la lithosphre rigide (qui se plie et se casse : sismes), comprenant la crote et le sommet du manteau suprieur, au dessus de lasthnosphre, ductile (zone faible vitesse dans le manteau suprieur). - La limite lithosphre-asthnosphre correspond lisotherme 1300 C, des profondeurs variant de quelques km plus de 150 km. - La surface de la Terre est dcoupe en plaques lithosphriques rigides. Les dformations (en particulier la sismicit) sont concentres aux limites des plaques. Bibliographie : Dubois et Diament : Gophysique. Dunod diteur.


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1.3 Magntisme Une des caractristiques de la Terre est de possder un champ magntique, qui en particulier a permis le dveloppement de la vie arienne en protgeant la surface du bombardement solaire. Ce champ magntique sexprime en particulier en influenant les objets aimants : dans une boussole, une aiguille aimante prend une orientation particulire (le Nord/Sud magntique).

1.3.1 Le champ magntique actuel 1.3.1.1 Mesure du champ total

Une boussole est constitue dune aiguille pivotant dans un plan horizontal. Langle que fait cette aiguille avec la direction du Nord gographique (cest dire de laxe de rotation de la Terre) est appel la dclinaison (sous entendu magntique). On peut aussi utiliser une aiguille aimante qui peut sorienter dans les 3 dimensions (suspendue un fil) (Fig. 1.3.1). On retrouve la dclinaison (angle dans le plan horizontal par rapport au Nord gographique), et on dfinit galement linclinaison, qui est la pente de laiguille (angle par rapport au plan horizontal).

Fig. 1.3.1 : Inclinaison et dclinaison magntique (Pomerol).

On peut galement mesurer lintensit du champ magntique (grce un magntomtre). En un point donn, le champ magntique correspond donc un vecteur avec une orientation en trois dimensions et un module. Le champ magntique calcul par http://geomag.nrcan.gc.ca/calc/mfcal-fra.php 4512N et 546E (campus de St Martin dHres) le 17/9/2013 est dfini par une dclinaison de 1,096, une inclinaison de 61,036 et une intensit de 46969 nT (nanoTesla). La mesure du champ magntique en diffrents points du globe montre quil varie dans lespace (Fig. 1.3.2) : - La dclinaison pointe des ples magntiques proches mais distincts des ples gographiques. - Linclinaison varie avec la latitude : tg (inclinaison) = 2 tg (latitude) (en ngligeant la distance entre ples magntiques et ples gographiques). Les lignes de champ (lignes suivant lesquelles saligne une aiguille aimante) sont parallles la surface lEquateur (inclinaison nulle), perpendiculaires aux ples (de manire stricte aux ples magntiques). Les particules polarises mises par le Soleil (vent solaire) suivent les lignes de champ. Lquateur


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magntique en est donc protg, alors que les ples magntiques y sont exposs, ce qui produit les aurores borales quand elles pntrent et ionisent latmosphre. - Lintensit est maximale aux ples (de lordre de 70000 nT) et minimale lEquateur (33000 nT).

Fig. 1.3.2 : Les lignes du champ magntique terrestre (Pomerol).

On peut galement faire des observations continues du champ magntique au mme point : il varie en permanence pour ses trois composantes (inclinaison, dclinaison, intensit). Par exemple, sur la carte topographique de Grenoble (IGN 1/25 000, dition 1998), la dclinaison indique est de -049, avec une variation annuelle de +06. Ces variations interviennent diffrentes longueurs dondes, depuis des priodes infrieures la seconde, des priodes qui suivent les rythmes astronomiques (journe, cycle lunaire, lanne), le cycle des tches solaires, et des variations sur de plus grandes priodes, plurisculaires. Ces variations ont t enregistres ds le 16me ou 17me sicle dans les observatoires de Londres ou de Paris (Fig. 1.3.3) en particulier cette poque pour amliorer la navigation maritime. Ces observations sur de longues priodes montrent une drive irrgulire tant dans sa vitesse que dans son orientation.

1.3.1.2 Champ dipolaire La superposition de diffrentes longueurs dondes temporelles correspond la superposition de champs magntiques dorigines diffrentes. - Les courtes longueurs dondes (jusqu la dizaine danne) correspondent un champ magntique dorigine extraterrestre (au sens lextrieur de la plante Terre), en particulier domin par lactivit solaire (ruptions solaires, distance au soleil). Cette partie reprsente 10% du champ magntique et est qualifie de champ transitoire. - 90% du champ magntique (champ principal) trouve son origine lintrieur de la Terre. Ce champ principal correspond au champ qui serait produit par un aimant (aussi appel diple magntique, do le nom de champ dipolaire) plac au centre de la Terre et orient peu prs paralllement laxe de rotation terrestre.


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Fig. 1.3.3 : Variation sculaire de linclinaison et de la dclinaison magntique (Pomerol)

Fig. 1.3.4 : Echelle magntostratigraphique pour 4,5 dernier Ma. En noir les priodes o le champ est normal (de mme polarit que le champ actuel), en blanc celles o il est inverse (Pomerol)


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A partir des donnes des observatoires, et plus rcemment de satellites en orbite, on peut calculer un champ dipolaire thorique en tout point du globe qui sapproche le plus possible du champ observ. Ce champ thorique sert de rfrence, il est nomm IGRF (International Geomagnetic Reference Frame), et il est rvis tous les 5 ans. Il inclut galement la drive, extrapole partir des mesures les plus rcentes. Le modle en cours est IGRF2010, utilis pour le calcul du champ magntique Grenoble (1.3.1.1). Comme vu prcdemment, le champ magntique est instable dans son orientation, mais il est galement instable dans sa polarit. Le changement de polarit correspond une inversion du champ magntique, comparable celle que produit le retournement dun aimant. Ces inversions sont enregistres sur de longues priodes de temps (de lordre du Million danne : Ma), et sont utilises pour tablir une chronologie des vnements gologiques. Elles dfinissent une chelle magntostratigraphique (Fig. 1.3.4) aprs calage temporel soit par des sries sdimentaires soit par des datations absolues. Dans cette chelle les vnements correspondent des inversions de courte dure, les priodes des intervalles de temps majoritairement (mais pas exclusivement) normaux ou inverses. Comme pour les variations dorientation du champ, les inversions du champ magntique interviennent de manire irrgulire. A noter, lintensit du champ magntique est fortement rduite lors dun changement de polarit, ce qui augmente lexposition au vent solaire. Cela pourrait causer des dysfonctionnements massifs dans les rseaux et systmes lectriques, comme cela sest dj produit en particulier au Canada. Quelle est lorigine du champ dipolaire ? Une explication doit respecter la gomtrie globalement simple, mais aussi les variations temporelles chaotiques. En particulier, un corps aimant fixe lintrieur du globe ne peut expliquer les inversions du champ.

Fig. 1.3.5 : Modles de dynamos auto-excites (Dubois)

Pour rappel, la masse de la Terre et son moment dinertie impliquent que le noyau a une densit de lordre de 10 ; la sismologie montre que la partie externe du noyau est liquide, autour dune graine solide. Enfin, dautres arguments (en particulier bas sur ltude des mtorites et sur la composition chimique globale du systme solaire) laissent supposer que le noyau est compos principalement de Fer (alliage Fer-Nickel). On peut alors imaginer que des courants lectriques peuvent y circuler, et ces courants lectriques gnrent un champ magntique. Inversement, un corps conducteur en mouvement dans un champ magntique gnre un courant lectrique (effet dynamo). La combinaison de ces deux effets correspond une dynamo auto-excite. On peut en proposer un modle simple (dynamo homopolaire, Fig. 1.3.5) o la rotation dun conducteur (Fer liquide du noyau externe entrain par la rotation de la Terre) fournit lnergie au systme. Ce modle simple produit un champ magntique dipolaire parallle laxe de rotation, mais stable dans le temps. Un modle plus complexe (dynamo de Rikitake, Fig. 1.3.5) couple deux dynamos homopolaires produisant des champs


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de polarits opposes. Le champ total correspond la somme des champs produit par chacune des dynamos, il est toujours dipolaire et parallle laxe de rotation. Mais ce systme est instable, et prsente de manire chaotique des inversions de polarit. Finalement, on imagine (et on modlise) que la rotation de la Terre induit dans le noyau externe des dplacements en hlice le long de cylindres parallles laxe de rotation (Fig. 1.3.6). Le champ magntique dipolaire correspond la somme des champs produits par chacun des cylindres, mais la fois la gomtrie et la dynamique dun tel systme est instable et varie au cours du temps.

Fig. 1.3.6 : Modlisation numrique des cylindres de convection dans le noyau externe.

(Ricard et Nataf, planet-terre.ens-lyon.fr)

1.3.2 Palomagntisme 1.3.2.1 Aimantation dune roche

Le champ magntique modifie les proprits de la matire qui y est prsente. Par exemple, une aiguille non aimante, si elle est place dans un champ magntique acquire une aimantation, et devient elle-mme la source dun champ magntique. On peut distinguer diffrents comportements magntiques : - Diamagntisme : laimantation acquise est inverse par rapport au champ appliqu ; ce comportement concerne la plupart des corps (solides, liquides, gazeux) : leau, lair, la silice, la calcite - Paramagntisme : concerne les atomes couches lectroniques incompltes, comme lAluminium. Chaque atome constitue un diple magntique qui soriente dans le champ. Laimantation acquise est dans le mme sens que le champ appliqu, mais est plus faible et diminue avec la temprature. - La proprit essentielle est le ferromagntisme : rsulte dune orientation couple du moment magntique de lensemble des atomes mtalliques. Laimantation acquise est plus forte, et surtout elle se poursuit quand le champ appliqu cesse. On parle daimantation rmanente. Cette aimantation disparat quand le corps atteint la temprature de Curie ; inversement laimantation est acquise et permanente quand le corps refroidit en dessous de la temprature de Curie. Pour le Fer, la temprature de Curie est de 770C, 585C pour la Magntite et 675C pour lhmatite (qui sont des oxydes de Fer). Par exemple dans un basalte, laimantation est porte par la Magntite, et est donc acquise aprs la solidification du basalte (temprature de Curie < solidus). Ce nest pas lorientation des cristaux qui produit le champ magntique rmanent, mais lorientation des moments magntiques lchelle atomique.


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Il existe galement une aimantation rmanente dtritique, qui est produite dans une roche sdimentaire par lorientation de minraux dtritiques (qui ont auparavant acquis une aimantation) dans le champ magntique rgnant dans le lieu de dpt. Dans tous les cas, laimantation est efface par une temprature leve, et ne peut tre conserve que dans la crote. Il ny a pas daimantation rmanente dans le manteau.

1.3.2.2 Paloples magntiques Quand on fait cuire une poterie, on chauffe les oxydes mtalliques qui sont contenus dans largile au dessus de leur temprature de Curie, et la poterie acquire une aimantation parallle et de mme sens celle rgnant dans le lieu de cuisson. Si la poterie na pas t dplace, la mesure de son orientation permet donc de reconstituer lorientation et le sens du champ magntique au moment de sa cuisson. Pour un lieu donn (par exemple Paris pour les donnes archomagntiques de la Fig. 1.3.3), cela permet de reconstituer lvolution de linclinaison et de la dclinaison magntique, dont on retrouve sur une chelle de temps plus longue que pour les observatoires le comportement erratique. A partir de linclinaison et de la dclinaison, on peut reconstituer la position des ples magntiques : la dclinaison en donne la direction, linclinaison donne la distance ( lquateur : latitude et donc au ple). On dfinit ainsi un palople et une palolatitude. Si les mesures sont faites au mme endroit (par exemple pour des coules de laves successives), on peut retracer le dplacement du palople au cours du temps (Fig. 1.3.7 pour la drive du ple lors dune inversion magntique).

Fig. 1.3.7 : Inversion du champ magntique, contemporaine de lmission de coules de laves en Amrique du Nord (19 Ma). La trajectoire du ple Nord magntique est reprsente sur une priode de lordre de 15000 ans. La dclinaison varie fortement avant et aprs linversion proprement dite (Pomerol). Par contre, si on fait des mesures palomagntiques sur des roches ayant acquis leur aimantation au mme moment mais dans des lieux diffrents (et suffisamment loigns), on obtient un rsultat problmatique (Fig. 1.3.8) : chaque point de mesure permet de dfinir des ples magntiques, mais ces ples ne concident pas, ni entre eux ni avec les ples gographiques. Comme il parat difficile dimaginer que le champ magntique ntait pas dipolaire il y a 300 Ma comme maintenant, la solution alternative est de postuler que les


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roches chantillonnes se sont dplaces par rapport aux ples depuis leur formation, et que chaque site sest dplac indpendamment des autres. En superposant les paloples entre eux et avec le ple gographique, on peut donc reconstituer la position des lieux dchantillonnages dans le pass. Cette mthode permet de dfinir la palolatitude, mais ne donne aucune information sur la palolongitude ; la position relative des diffrents points dchantillonnage reste donc indtermine en longitude. Cette mthode des paloples met donc en vidence et mesure des dplacements des roches de la surface du globe par rapport laxe de rotation de la Terre.

Fig. 1.3.8 : Paloples magntiques : plusieurs ples sud ou un dplacement des continents ?

(Pomerol)

Fig. 1.3.9 : Dplacement du ple magntique par rapport au Gondwana, continent runissant

pendant lre Primaire lAfrique, Amrique du Sud, Antarctique, Inde, Australie. Le dplacement relatif du ple est indiqu depuis le Cambrien (550 Ma) jusqu la fin du

Carbonifre (300 Ma) (daprs Morel lHuissier, Westphal) (Dubois) Malgr lincertitude sur la palolongitude, on voit que la reconstitution des paloples place les continents dans une position o ils peuvent tre emboits (Fig. 1.3.8). Dautres arguments sont en faveur de cet emboitement, comme la similitude des flores et des faunes continentales aux poques considres. On reconstitue ainsi un super-continent, le Gondwana (Fig. 1.3.9) en regroupant lre Primaire plusieurs continents qui se sont spars depuis. Au cours du Primaire, le Gondwana sest dplac en bloc par rapport au ple magntique (Fig. 1.3.9), et on


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retrouve en particulier sur le continent africain les traces des glaciers (surfaces polies, sdiments glaciaires) qui se trouvaient dans la rgion polaire vers 450 et 350 Ma.

1.3.2.3 Anomalies magntiques Comme toutes les anomalies gophysiques, lanomalie magntique correspond la diffrence entre une mesure et une rfrence. On mesure lintensit du champ magntique (lanomalie magntique devrait en fait sappeler anomalie de lintensit magntique) et on compare cette valeur lintensit du champ magntique au mme point, calcul partir du modle IGRF. Une anomalie positive correspond donc un champ magntique plus intense que prvu par le modle, et marque la prsence de roches produisant un champ magntique de mme polarit que le champ actuel, et donc le renforant. Inversement, une anomalie ngative correspond un champ magntique plus faible que prvu par le modle, et marque la prsence de roches produisant un champ magntique de polarit inverse par rapport au champ actuel, et donc lattnuant. Les anomalies magntiques des fonds ocaniques prsentent des caractristiques remarquables (Fig. 1.3.10). Les anomalies dfinissent des bandes parallles entre elles, et disposes de manire symtrique par rapport une ligne de crte (ridge axis = axe de la ride sur la figure) (Fig. 1.3.10 et 11). De plus, lchelle magntostratigraphique peut tre directement compare la succession des anomalies positives et ngatives observes en scartant de part et dautre de laxe de la ride.

Fig. 1.3.10 : Anomalies magntiques (positives en noir, ngatives en blanc) de la ride de

Reykjanes, au Sud de lIslande. A droite, chelle magntostratigraphique des 10 derniers Ma (Pomerol)

Les roches qui sont prsentes sur ces fonds ocaniques sont des basaltes, qui contiennent de la magntite. Ils mettent donc un champ magntique qui est de mme polarit que le champ rgnant lors du refroidissement du basalte en dessous de la temprature de Curie. Lalternance danomalies magntiques peut tre interprte comme refltant les priodes de formation de ces basaltes, alternativement dans un champ magntique normal (anomalies positives) et inverse (anomalies ngatives). Le fait que les anomalies soient symtriques par rapport laxe de la ride, et quon puisse les superposer lchelle magntostratigraphique, avec un ge croissant de laxe vers lextrieur, est interprt comme le rsultat de la formation des basaltes laxe de la ride, suivie de leur cartement progressif, symtrique et une vitesse constante de part et dautre de laxe. Cette interprtation est la base des modles daccrtion ocanique.


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Fig. 1.3.11 : Profil dintensit magntique et anomalie magntique travers la ride de

Reykjanes. La courbe du haut correspond lintensit mesure sur le long du profil, lchelle horizontale (km) tant centre sur laxe de la ride. Intensit exprime en gamma : unit de mesure du magntomtre. Au milieu, la mme courbe est superpose au profil invers (E

gauche) en rouge. Le trait bleu correspond lintensit de rfrence : la partie de la courbe au dessus du trait bleu correspond une anomalie positive, ngative en dessous.

Correspondance avec une chelle magntostratigraphique dispose horizontalement et symtrique par rapport laxe de la dorsale. Daprs Heirtzler (modifi daprs Pomerol).

Magntisme : savoir

- 90% du champ magntique terrestre est gnr par le noyau terrestre qui se comporte

comme un aimant (champ dipolaire) peu prs parallle laxe de rotation terrestre. - Le champ magntique est mesur par deux angles (dclinaison, inclinaison) et une

intensit. Linclinaison est fonction de la latitude. - Le champ magntique est instable en orientation, intensit et polarit. Les variations

chaotiques de polarit (normal/inverse) sont utilises comme marqueur temporel (chelle magntostratigraphique).

- Le palomagntisme est bas 1- pour les roches magmatiques sur lacquisition ltat

solide dune aimantation rmanente en dessous de la temprature de Curie, 2- pour les roches sdimentaire par une orientation pendant le dpt des particules sdimentaires aimantes.

- La mesure de la palo-inclinaison et dclinaison permet de dterminer la position du

palople magntique. La comparaison de paloples magntique met en vidence des dplacements relatifs des domaines continentaux.

- Les anomalies magntiques des fonds ocaniques sont produites par laimantation de la

crote ocanique au moment de sa formation ; elles sont positives pour une formation pendant une priode de champ normal, ngatives pour un champ inverse.


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1.4 : Structure du globe terrestre On a vu dans les parties prcdentes (1.1 1.3) diffrentes mthodes gophysiques permettant dobtenir des informations sur la structure interne du globe terrestre. 1.4.1 Donnes autres que gophysiques La nature chimique et minralogique de la Terre est connue par diffrents moyens. Les parties les plus superficielles (atmosphre, hydrosphre, surface de la crote et jusqu une dizaine de kilomtres de profondeur en forage) sont directement accessibles lchantillonnage et lobservation. Des parties plus profondes peuvent tre ramenes la surface par diffrents processus (rosion ; tectonique : chanes de collision, obduction ; en enclave dans des laves). On a ainsi des chantillons de la crote profonde et du manteau jusqu plus de 100 km de profondeur, mais ces chantillons ne sont plus dans les mmes conditions de pression et de temprature, et leur composition minralogique est donc susceptible davoir t modifie (ce qui est une forme de mtamorphisme). On na aucun chantillon provenant du noyau terrestre. Mais on peut sinspirer de la composition de diffrentes classes de mtorites, que lon suppose provenir de la destruction de corps clestes dont certains au moins prsentaient une structure comparable la Terre, avec en particulier un manteau et un noyau (la crote tant en volume ngligeable). Enfin, les compositions supposes pour les enveloppes profondes doivent tre compatibles avec des processus comme la fusion partielle, dont les produits (le volcanisme) sont observs en surface. Une mme composition chimique peut correspondre des structures minralogiques diffrentes. En gnral, laugmentation de profondeur saccompagne de changement de phase minralogique. Dans les phases les plus profondes les atomes sont plus proches les uns des autres, elles ont donc une densit (et une vitesse sismique) plus leve. Ces changements de phase peuvent tre tudis en laboratoire grce une presse enclume de diamant, qui peut atteindre (pour un chantillon microscopique) les pressions et les tempratures (grce un laser) du manteau. La pression correspond au rapport entre une force et la surface sur laquelle cette force sexerce ; mme pour une force faible, la pression peut tre trs leve sur la surface est trs petite. Lintrt du diamant est dune part quon peut le tailler en pointe de manire avoir une surface de contact trs rduite, dautre part quil est transparent et peut tre travers par un rayon laser. Manque la loi de Birch 1.4.2 Modle physique et chimique de la Terre Au dessus de la surface, et jusqu peu prs 400 km daltitude : atmosphre, compose principalement de N2 (78%) et O2 (21%) Sous la surface la crote (Moho tant la base de la crote) soit continentale, peu prs 35 km dpaisseur (gradient thermique moyen 30C/km, 700C la base) soit ocanique (donc sous lhydrosphre compose deau H2O) dpaisseur 10 km. La crote est compose principalement de silicates dalumines (Si, Al, O). Sous la crote le manteau est compos principalement de pridotite (roche). Le Moho est donc une interface sparant deux milieux de composition chimique et de proprits physiques (vitesses des ondes sismiques) diffrentes. Dans le manteau suprieur le minral le plus frquent dans la pridotite est lolivine (Mg, Fe)SiO4, avec une transition de phase vers une forme spinelle vers 400 km de profondeur. Dans le manteau infrieur le minral le plus frquent serait la provskite (Mg, Fe)SiO3 dont le rseau cristallin est plus compact (et donc plus dense). On interprte la transition manteau suprieur (au dessus de 700 km) manteau infrieur (en dessous) comme une transition de phase minralogique entre lolivine et la provskite. Dans le manteau, le gradient gothermique est plus faible que dans la crote (de


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lordre de 10C/km), et la temprature la limite manteau suprieur infrieur serait de lordre de 2000C. Il y a cependant de grandes incertitudes sur ces tempratures qui ne sont pas contraintes par des observations, mais extrapoles de modles. La lithosphre comprend la crote et la partie suprieure du manteau (appele manteau lithosphrique), au dessus de lisotherme 1300C. Lpaisseur de la lithosphre varie dune dizaine jusqu 150 km. Lasthnosphre se trouve sous la lithosphre. La transition lithosphre - asthnosphre reste dans le mme matriel (pridotite) : cette transition ne correspond pas un changement chimique ou minralogique, mais un changement de comportement mcanique. Mais lensemble de la crote et du manteau est solide. A la base du manteau se trouve une couche particulire, appele D (D seconde), dont la nature est nigmatique, mais qui pourrait correspondre une transition de phase entre provskite et post-provskite MgSiO3. La temprature atteindrait 3900 4800 C. La limite entre manteau et noyau correspond la discontinuit de Gutenberg, 2900 km de profondeur. Le noyau est compos essentiellement de Fer (Fe 86%, S 12%, Ni 2% pour le noyau externe liquide ; Fe 80%, Ni 20% pour la graine ou noyau interne solide). La limite entre noyau interne et noyau externe correspond la discontinuit de Lehman 5100 km de profondeur. Et le centre de la Terre se trouve ( peu prs) 6370 km de profondeur.

savoir : la structure physique et chimique de la Terre


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Quelques vitesses de propagation des ondes P : dans leau 1,5 km/s, dans les sdiments de 2 4 km/s en fonction de la compaction, dans la crote (magmatique ou mtamorphique) 4 7 km/s en fonction de la profondeur, dans le manteau > 8 km/s.

2 Dynamique de la lithosphre

2.1 Cinmatique des plaques 2.2 Accrtion ocanique 2.3 Rifting 2.4 Subduction 2.5 Collision 2.6 Synthse lithosphre ocanique et continentale, dynamique du manteau, mouvements verticaux

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