Structure interne de la Terre

Structure interne de la Terre :
1. Croûte continentale
2. Croûte océanique
3. Manteau supérieur
4. Manteau inférieur (ou Mésosphère)
5. Noyau externe
6. Noyau interne (ou graine terrestre)
A. Discontinuité de Mohorovičić
B. Discontinuité de Gutenberg
C. Discontinuité de Lehmann

La structure interne de la Terre désigne la répartition en enveloppes successives de la Terre : principalement la croûte terrestre, le manteau et le noyau, selon le modèle géologique actuel, qui s'efforce de décrire leurs propriétés et leur comportement.

Ces couches sont délimitées par des discontinuités, repérables grâce à la sismologie. Celle-ci a permis de déterminer l'état de la matière à des profondeurs inatteignables.

Cette constitution se comprend en remontant à la formation de la Terre par accrétion de météorites, les différentes couches s'étant alors mises en place sous l'influence de divers paramètres, comme la masse volumique de ses constituants.

Le modèle actuel

Structure principale

Structure détaillée :
(1) Croûte continentale
(2) Croûte océanique
(3) Subduction
(4) Manteau supérieur
(5) Point chaud
(6) Manteau inférieur
(7) Panache
(8) Noyau externe
(9) Noyau interne
(10) Cellule de convection
(11) Lithospère
(12) Asténosphère
(13) Discontinuité de Gutenberg
(14) Discontinuité de Mohorovicic
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Croûte terrestre

La croûte terrestre représente environ 1,5 % du volume de la Terre solide, 4,4 ‰ de la masse terrestre et 6,5 ‰ de la masse silicatée de la Terre (la Terre sans le noyau métallique) [réf. nécessaire].

Croûte continentale

La croûte continentale (1) est solide, essentiellement granitique et surmontée par endroits de roches sédimentaires. Elle est plus épaisse que la croûte océanique (de 30 km à 100 km sous les massifs montagneux).

Croûte océanique

La croûte océanique (2) est solide et surtout composée de roches basaltiques. Relativement fine (environ 5 km).

Manteau

Article détaillé : Manteau (Terre).

Le manteau terrestre total représente 84 % du volume terrestre. La discontinuité de Mohorovicic (14) marque la transition entre la croûte et le manteau.

Le manteau terrestre est moins « rigide » que les autres couches, sans pour autant en être liquide (comme pourrait le laisser penser les coulées de lave). Pour donner une idée, la viscosité du manteau pour la roche qui le compose est comparable à la viscosité de la glace (telle que celle qui s'écoule dans les glaciers) pour l'eau.

Néanmoins, le manteau reste solide. En effet, aux profondeurs élevées du manteau, l'effet de pression (maintenant l'état solide) est plus important que l'effet de température (provoquant la fusion).

En revanche, quand les effets s'appliquent en sens inverse, lors par exemple d'une remontée adiabatique, les matériaux mantelliques remontent (et donc se dépressurisent) plus vite que ne le permet l'équilibre thermique par diffusion de la chaleur transportée. Ainsi, le matériau peut croiser son point de fusion commençante, et commencer à donner naissance à un magma primaire. Ceci se produit à l'aplomb des dorsales à une profondeur d'environ 100 km.

Manteau supérieur

Le manteau supérieur (4) est moins visqueux (plus ductile) que le manteau inférieur : les contraintes physiques qui y règnent le rendent en partie plastique. Il est formé essentiellement de roches telles que la péridotite.

Manteau inférieur

Le manteau inférieur (6) a des propriétés solides aux échelles de temps inférieures à l'année, et plastiques aux échelles de temps supérieures au siècle.

Dans le manteau inférieur, des cellules de convection du manteau (10) sont de la matière en mouvement lent. En effet, le manteau est le siège de courants de convection qui transfèrent la majeure partie de l’ énergie calorifique du noyau de la Terre vers la surface. Ces courants provoquent la dérive des continents, mais leurs caractéristiques précises (vitesse, amplitude, localisation) sont encore mal connues.

Noyau

Article détaillé : Noyau (planète).

Le noyau, qu'on distingue en noyau externe et interne, représente 15 % du volume terrestre. La discontinuité de Gutenberg (13) marque la transition entre le manteau et le noyau.

Noyau externe
Article détaillé : Noyau externe.

Le noyau externe (8) est liquide. Il est essentiellement composé de fer à 80-85 %, d'environ 10-12 % d'un élément léger non encore déterminé parmi le soufre, l'oxygène, le silicium et le carbone (ou un mélange des quatre) [1], [2], et enfin de l'ordre de 5 % de nickel. Sa viscosité est estimée entre 1 et 100 fois celle de l’eau, sa température moyenne atteint 4 000 degrés Celsius et sa densité 10.

Cette énorme quantité de métal en fusion est brassée par convection. Cette convection est surtout thermique (refroidissement séculaire de la planète), et pour une plus faible partie due à la composition du noyau (séparation, démixtion des phases).

Les mouvements du noyau externe interagissent avec les mouvements de la Terre : principalement sa rotation quotidienne, mais aussi à plus longue échelle de temps sa précession.

La nature conductrice du fer permet le développement de courants électriques variables qui donnent naissance à des champs magnétiques, lesquels renforcent ces courants, créant ainsi un effet dynamo, en s’entretenant les uns les autres. Ainsi explique-t-on que le noyau liquide est à l’origine du champ magnétique terrestre. La source d'énergie nécessaire à l'entretien de cette dynamo réside très probablement dans la chaleur latente de cristallisation de la graine.

Noyau interne
Article détaillé : Graine terrestre.

Le noyau interne (9), aussi appelé graine, est une boule solide. Elle est essentiellement métallique (environ 80% d'alliages de fer et 20% de nickel) et constituée par cristallisation progressive du noyau externe. La pression, qui est de 3,5 millions de bars (350 gigapascals), le maintient dans un état solide malgré une température supérieure à 6000 °C [3] et une densité d’environ 13. La discontinuité de Lehmann marque la transition entre le noyau externe et le noyau interne.

Le noyau interne est toujours un sujet actif de la recherche géologique. Différentes observations laissent entendre que le noyau interne serait en mouvement. Sa nature exacte reste sujet à discussion. D'autres interrogations portent sur un noyau liquide, voire un noyau en deux parties.

Structures secondaires

Article détaillé : Tectonique des plaques.

Lithosphère

La lithosphère (11) est constituée de la croûte et d'une partie du manteau supérieur. Elle est subdivisée en plaques tectoniques, ou lithosphériques. La limite inférieure de la lithosphère se trouve à une profondeur comprise entre 100 et 200 kilomètres, à la limite où les péridotites approchent de leur point de fusion. Elle comprend la discontinuité de Mohorovicic (14).

Asthénosphère

L'asthénosphère (12) est la zone en dessous de la lithosphère.

Comprise dans l'asthénosphère, à la base de la lithosphère, se trouve une zone appelée LVZ (Low Velocity Zone) où on constate une diminution de la vitesse et une atténuation marquée des ondes sismiques P et S. Ce phénomène est dû à la fusion partielle des péridotites qui entraîne une plus grande fluidité. La LVZ n’est généralement pas présente sous les racines des massifs montagneux de la croûte continentale. Certains géologues incluent la LVZ dans la lithosphère.

Zone de subduction

Une zone de subduction (3) est une plaque qui s’enfonce dans le manteau, parfois jusqu’à plusieurs centaines de kilomètres. C'est le lieu d'activités sismiques et volcaniques.

Points chauds

Le volcanisme (5) dit « de point chaud » est le plus profond des volcanismes actifs. Il s’agirait de volcans dont le magma proviendrait des profondeurs du manteau proche de la limite avec le noyau liquide. Ces volcans ne seraient donc pas liés aux plaques tectoniques et, ne suivant donc pas les mouvements de l’écorce terrestre, ils seraient quasiment immobiles à la surface du globe, et formeraient les archipels d'îles comme celui de Tahiti.

Le volcanisme de point chaud est produit par un panache de matière plus chaude (7) qui, partant de la limite avec le noyau, fond partiellement en arrivant près de la surface de la Terre.

Tableau récapitulatif

Tableau récapitulatif des enveloppes de la Terre interne et de leurs principales caractéristiques [4], [5]
Enveloppe Profondeur
km
Densité
g/cm3
Pétrographie dominante [6] Éléments chimiques [note 1], [7]
Croûte
continentale
océanique

0 – 35 [note 2]
0 – 10 [note 3]

2,7 – 3,0
2,9 – 3,2

Granite et gneiss
Basalte, gabbro et péridotite

Si et Al
Si, Al et Mg
Manteau supérieur
lithosphérique et asthénosphère
zone de transition
35/10 – 670
35/10 – 400
400 – 670
3,4 – 4,4
Olivine, Pyroxène et Grenat
Wadsleyite → Ringwoodite [note 4] et Grenat
Si, Mg et Ca
Manteau inférieur 670 – 2890 4,4 – 5,6 Pérovskite et Ferropériclase Si, Mg, Fe et Ca
Noyau externe 2890 – 5100 9,9 – 12,2 Fe, Ni et S (état liquide)
Noyau interne 5100 – 6378 12,8 – 13,1 Fe, Ni et S (état solide)

Caractéristique : la chaleur interne

Article détaillé : Terre.
Dimensions respectives des différentes couches et températures approximatives qui y règnent.
Des calculs récents menés à l' ESRF ont revu à la hausse les températures du noyau, qui évolueraient entre 3 800°C et 5 500°C selon la profondeur [8].

La chaleur interne de la Terre est produite par la radioactivité naturelle des roches par désintégration de l' uranium, du thorium et du potassium [9]. Globalement, la température s'élève avec la proximité au centre de la Terre. À titre indicatif, elle varie d'entre 1100°C à la base de la croûte continentale à probablement 5100°C dans le noyau.

Les températures ne peuvent être mesurées rigoureusement : elles sont approximatives, la marge d'erreur grandissant avec la profondeur.

À partir de 2 900 km de profondeur, là où la pression commence à dépasser 1 million d’atmosphères, soit 100 Gigapascals, la chaleur interne joue au moins deux rôles majeurs :

  • En entretenant ou modifiant les mouvements convectifs du manteau, qui explique la tectonique des plaques et la dérive des continents.
  • En entretenant le champ magnétique terrestre [8].
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