I- Les éléments de sismologie
La sismologie est la science qui étudie les tremblements de terre ou séismes.
Rai sismique : Trajectoire suivie par une onde sismique.
Faille transformantes : Fractures transversales du fond des dorsales ou des rifts en segments pouvant se décaler (faille de San Andreas).
Foyer sismique : Zone à partir d’où le choc entre deux plaques lithosphériques venant en sens opposé déclenche un tremblement de terre.
I-1-L’origine des séismes
Ils proviennent d’une rupture brusque des roches en profondeur, en un point appelé foyer dont la projection verticale à la surface de la terre est l'épicentre.
Ce phénomène se produit toujours au niveau d'une faille, dans une zone de déplacement lent de deux blocs rigides et en sens contraire. Cette rupture brusque d'un matériau solide libère beaucoup d'énergie sous forme de chaleur et donc de vibrations. Appelées ondes sismiques, ces dernières se propagent dans toutes les directions du globe terrestre.
Un séisme est donc un ébranlement brutal du sol à la suite des mouvements relatifs de deux compartiments de la lithosphère en profondeur dans des directions opposées, le long d'une faille transformante.
I-2 Les différentes ondes sismiques
Le rais sismique se propageant suivant le même principe que les ondes; un train d'ondes sismiques se propage en obéissant aux lois de Descartes (réfraction réflexion) comme un rayon lumineux.
La vitesse de propagation dépend du milieu, elle est liée à l'élasticité et à la densité du milieu.
On distingue 2 différentes sortes d'ondes sismiques :
A. ONDES DE VOLUME
Elles se propagent partout à l’intérieur de la Terre. Ce sont les premières arrivées sur un sismogramme : P les Premières, S les Secondes.
a) Les ondes P ou Primaires sont les plus rapides.
Elles produisent des compressions et des décompressions qui entraînent un déplacement des matériaux terrestre dans le sens de la propagation de l’onde.
Elles sont responsables du bruit des séismes. Sa vitesse diminue quand ces ondes atteignent un milieu liquide ou de densité plus faible.
b) Les ondes S ou ondes secondaires appelées aussi ondes de cisaillement (shear waves d'où ondes S) ou ondes transversales.
À leur passage, les mouvements du sol s'effectuent perpendiculairement au sens de propagation de l'onde. Ces ondes ne se propagent pas dans les milieux liquides, elles sont en particulier arrêtées par le noyau externe de la Terre. Leur vitesse est de 4,06 km⋅s-1 et augmente avec la densité du milieu de propagation.
Ils se déplacent dans les solides mais pas dans les liquides ou les gaz.
B. ONDES DE SURFACE
Elles se propagent guidées par la surface de la terre. Elles naissent de l’interférence des ondes de volume et sont plus lentes.
a) Les ondes L ou longues ou de Love sont les plus complexes et les moins rapides; elles ont une grande amplification et provoquent des distorsions complexes de la matière. Elles ne se propagent que dans les couches superficielles et sont les plus dévastatrices.
b) Les ondes de Rayleigh sont assimilables à une vague; les particules du sol se déplacent selon une ellipse, créant une véritable vague qui affecte le sol lors des grands tremblements de terre.
l-3 Le comportement des différentes ondes sismiques
La vitesse des d'ondes P et S augmente de manière relativement constante jusqu'à une profondeur de 3000km, donc les roches traversées deviennent de plus en plus denses, du fait de la pression plus intense, qui a plus d'influence que l'augmentation de température.
Au passage du manteau inférieur au noyau externe, la vitesse des ondes P chute à des valeurs voisines de 7km/s, et les ondes S sont brutalement stoppées. On remarque par ailleurs qu'à ce point la densité augmente brusquement. La cause de ces brusques changements dans le comportement des ondes ces est une modification des propriétés chimiques des milieux traversés ; bien que la densité soit plus élevée, le milieu traversé est plus fluide, ce qui contribue à ralentir les ondes.
Ensuite, lorsqu'on se rapproche du centre de la Terre, la vitesse des ondes P augmente légèrement, puis se stabilise à environ 12km/s dans le noyau interne ; la pression étant toujours de plus en plus intense, le milieu traversé par les ondes devient de plus en plus solide, ce qui contribue à augmenter la vitesse de propagation des ondes.
La brusque interruption de propagation des ondes S à la limite entre le manteau et le noyau indique que le noyau externe est liquide.
L'augmentation progressive de la vitesse des ondes P et S dans le manteau indique une augmentation de densité du matériel à mesure qu'on s'enfonce dans œ manteau. La chute subite de la vitesse des ondes P au contact manteau-noyau est reliée au changement d'état de la matière (de solide à liquide), mais les vitesses relatives continuent d'augmenter, indiquant une augmentation des densités. Plus en détail, au contact Lithosphère-asthénosphère, on note une légère chute des vitesses de propagation des ondes P et S correspondant au passage d'un matériel solide (lithosphère) à un matériel plastique (asthénosphère).

Il-La structure interne de la terre
La structure interne de la Terre, ainsi que l'état et la densité de la matière, .ont été déduits de l'analyse du comportement des ondes sismiques. '
II-1. Les discontinuités du globe terrestre
La discontinuité de Mohorovicic (le Moho), se situe en moyenne à 40km de profondeur. Toutefois, à environ 17 km de profondeur la discontinuité de Conrad marque la limite entre les croûtes continentale et océanique. La discontinuité de Gutenberg, située vers 2900 km de profondeur marque la base du manteau. À ce niveau, les ondes S sont arrêtées et les ondes P sont réfléchies et réfractées.
Une étude de la vitesse de propagation des ondes P et S confirme l'existence de cette discontinuité. À 5000 km de profondeur, la discontinuité de Lehman marque la séparation entre le noyau supérieur (ou périphérique ou externe, liquide) et le noyau inférieur (ou graine, solide). La zone d'ombre observée lors de l'étude des séismes lointains est la conséquence de la consistance liquide du noyau supérieur.
Le globe terrestre apparaît alors formé de 3 sphères emboîtées; de l'extérieur vers l'intérieur, on a :
- La croûte ou écorce : Densité 2,7 à 2,9 ; épaisseur 10 à 70 km. Vitesse des ondes « P » intérieure à 8 km/s. Limite inférieure constituée par la discontinuité de Mohorovicic.
- Le manteau : Densité moyenne 3,3 ; Vitesse des ondes « P » supérieure ou égale à 8 k m/s. Limite inférieure à 2900 km constituée par la discontinuité de Gutenberg.
- Le noyau : Densité 11,5 à 13. Vitesse des ondes P de 8 à 10 km/s. Rayon 3500 km.
L'écorce terrestre apparaît divisée en deux parties:
La croûte continentale et la croûte océanique
❾ La croûte continentale
Sa structure est hétérogène. Sa composition globale est celle du granite, d’où l'appellation de croûte granitique. Épaisseur moyenne: 35 km, mais augmente sous les montagnes (60 Km) et diminue sous les fossés d'effondrement et les vallées. Sa densité moyenne: 2,7. Ses éléments constitutifs prédominants sont la Silice (SI) et l’Aluminium (AL), d'où l'appellation SIAL. Sa limite inférieure constituée par la discontinuité de Conrad située à environ 17 km de profondeur. ‘
❾ La croûte océanique
Épaisseur moyenne: 7km ; Densité moyenne : 3,4. Composition globale: celle du basalte d’où l'appellation de croûte basaltique.
On y retrouve très peu d'aluminium, mais beaucoup de Silice (SI) et de Magnésium (MA), d'où l'appellation de SIMA. Limite inférieure constituée par la discontinuité de Mohorovicic. Partie intérieure liée au manteau supérieur et les deux forment la lithosphère.
La Lithosphère, l’asthénosphère et la mésosphère
Le ralentissement des ondes P entre 100 et 200 km de profondeur indique un changement de structure dans le manteau : c'est une zone de faible vitesse ou asthénosphère ou manteau intermédiaire. Contrairement au manteau supérieur; il est formé de matériaux fondus animés de mouvements de convection. Après cette zone, le manteau inférieur ou mésosphère apparaît forme de matériaux solides vue l'augmentation de la vitesse des ondes P à ce niveau.
II-2 La composition chimique des enveloppes internes du globe terrestre
Croûte superficielle: Basaltes.
Manteau supérieur: Olivine, pyroxène, calcium et aluminium.
Manteau intérieur: Silicium, magnésium, oxygène, fer, calcium et aluminium.
Noyau: Nature métallique, avec prédominance de Fer et de Nickel, d'où l'appellation de NIFE
II-3 L'estimation de la densité moyenne de la Terre
Considérons un caillou de masse m tombant sur le sol: Selon le principe fondamental de la dynamique, il est soumis à une force :
\(F = m\gamma \) (\(\gamma \) étant l'accélération de la pesanteur notée habituellement g et de valeur 9,82).
Par ailleurs, la loi de l'attraction universelle permet aussi d'exprimer cette force :
\(F = k\frac{{mM}}{{{D^2}}}\)
avec k = Constante universelle de gravitation de valeur \(6,67 \times {10^{11}}\); M = Masse de la Terre; m = Masse du caillou ; D - Distance séparant les centres de gravité de la Terre et du caillou.
D représente donc le rayon de la Terre, soit \(6367 \times {10^3}\) m car la hauteur de chute du caillou est évidemment tout à fait négligeable.
En égalant les deux équations, on obtient
\(m\gamma = k\frac{{mM}}{{{D^2}}}\)
d'où l'on déduit la masse (M) de la Terre :
\(M = \frac{{{D^2}\gamma }}{k}\)
Si l'on considère que le globe terrestre est une sphère, son volume sera donc donné par la formule : \(V = \frac{4}{3}\pi {R^3}\)
La masse volumique moyenne de la Terre g (exprimée en \({10^3}\) kg/ \({m^3}\)) a donc une valeur égale à Masse(M)/Volume (V) donc :
\(\frac{{{D^2}\gamma 4\pi {R^3}}}{{3k}}\)
Il est important à noter que cette valeur est égale à celle de sa densité moyenne (par rapport à l'eau). Les densités des couches superficielles sont alors de 1.04 pour l’hydrosphère; 2,7 pour les matériaux continentaux et 2,9 pour les matériaux des fonds océaniques. La structure de la croûte terrestre se présente alors comme indiquée sur le schéma ci-dessous.

III L’énergie‘ Interne de la terre
III-1 La mise en évidence d'une source de chaleur terrestre
Le gradient géothermique est l'augmentation de la température interne du globe en fonction de la profondeur.
C'est la preuve qu'il existe une source de chaleur interne, ce qui ne peut s'expliquer que par la désintégration d'éléments radioactifs (fission) en profondeur. Ce gradient est de 1°C pour 60 m en terrain volcanique, 1°C pour 20 à 25 m en terrain sédimentaire, 1°C pour 60 à 80 m en terrain granitique. Puisque l'intérieur du globe est plus chaud que la surface, on assiste à un transfert permanent de chaleur des profondeurs vers la surface: c'est le flux géothermique, mesuré en quantité de chaleur dégagée par unité de surface et de temps.
III-2-L’origine de l’énergie interne
Deux processus sont responsables de la chaleur interne :
- La chaleur initiale ou chaleur d’accrétion
Notre planète s'est formée par accrétions de corps célestes se rencontrant au cours de chocs
violents. La quantité de chaleur produite au cours de ces collisions a produit de la chaleur initiale.
Actuellement, on montre par les calculs que cette chaleur s'est dissipée au cours du premier milliard d'années.
- La chaleur liée à la radioactivité
Au cours de la formation de la planète, les corps céleste accrétés contenaient des éléments radioactifs. Comme ce sont des éléments lourds, ils ont migré vers le noyau. La chaleur initiale étant très élevée, les réactions nucléaires se sont déclenchées et l'énergie libérée entretient les réactions en chaîne. Le phénomène dure encore; les réserves ne sont pas épuisées en raison de la période des éléments radioactifs.
III-3 La dissipation de l'énergie interne
Toutes les enveloppes de la Terre contiennent de l'uranium, du thorium et du potassium 40. La chaleur initiale étant très élevée, les réactions nucléaires se déclenchent et l'énergie libérée entretient les réactions en chaîne. Ces éléments radioactifs libèrent donc de la chaleur en se désintégrant.
En raison de son volume qui représente les 4/5 du volume du globe terrestre, c'est le manteau qui produit l'essentiel de l'énergie évacuée par le globe terrestre. Le flux géothermique a une répartition très inégale à la surface du globe terrestre. Il est en général très faible, sauf au voisinage des zones volcaniques. Il diminue progressivement en s'éloignant des dorsales océaniques et augmente brutalement à l'arrière des fosses océaniques, au niveau de l'arc volcanique.
Il-4-Le refroidissement de la terre
En s'éloignant de la dorsale, la lithosphère se refroidit, devient plus dense et plus épaisse, se contracte et entraîne un enfoncement progressif des fonds océaniques. Quand elle devient lourde, la Lithosphère plonge dans l'atmosphère : c'est la subduction.
C'est cet enfoncement qui tire la plaque lithosphérique vers la zone de subduction. La température varie avec la profondeur ; il existe un gradient géothermique, plus fort au niveau de la lithosphère qu'au niveau de l'atmosphère. La chaleur interne s’évacue à travers la lithosphère par conduction, c'est-à-dire par diffusion. Dans le manteau, elle est transportée par la matière en mouvement ; elle s'y évacue par convection.
La tomographie sismique révèle des zones anormalement chaudes et des zones froides du manteau.
Les zones chaudes correspondent aux dorsales océaniques et à leurs racines, ainsi qu'à la jeune lithosphère océanique, les zones froides à la lithosphère continentale et à la vieille lithosphère océanique.
L’asthénosphère est le siège de lents courants de convection à l'état solide. Ces courants ascendants sont situés sous les dorsales océaniques et les courants descendants au niveau des zones de subduction. Cette convection évacue très efficacement la chaleur interne produite par la radioactivité naturelle.