Structure de la Terre


Sur cette coupe les continents sont exagérés pour les rendre visibles © F. Caillaud/Lignéris studios/CNRS/MNHN

De quoi notre planète est-elle faite ?

On doit essentiellement à la sismologie d'avoir révélé la structure interne de notre globe terrestre. En effet, les ondes sismiques émises lors des tremblements de terre se propagent à l'intérieur et en surface du globe terrestre à des vitesses qui dépendent de la densité des roches traversées. Cette propriété, associée au fait que certaines ondes sismiques (les ondes de cisaillement) ne se propagent pas dans les milieux à comportement proche de celui des liquides, a permis aux sismologues de localiser plusieurs discontinuités de roches dans la masse terrestre qui délimitent plusieurs enveloppes. Les ondes sismiques ont donc servi à l'échographie de la planète, bien avant que l'échographie médicale n'existe.

Ainsi, la Terre est constituée de plusieurs couches (ou enveloppes) concentriques avec depuis la surface : la croûte (continentale ou océanique), le manteau, le noyau liquide, la graine (noyau solide). La limite très marquée du point de vue de la composition minéralogique et chimique entre la croûte est le manteau s'appelle le Moho (pour discontinuité de Mohorovicik), et la transition découverte seulement dans la seconde moitié du XXième siècle entre le noyau et le manteau supérieur s'appelle la couche D''.

La lithosphère, dont sont faites les plaques tectoniques, comprend la croûte et la frange externe du manteau supérieur. La zone qui permet de glissement de la lithosphère sur le manteau s'appelle l'asthénosphère, elle contient un certain pourcentage de magma (état de fusion partielle) et elle ralentit de ce fait les ondes sismiques (zone à moindre vitesse ou LVZ).

Le noyau

Le noyau a une structure très particulière. Au tout début de l'histoire de la Terre, le fer et le nickel se sont concentrés en son centre formant un alliage en fusion. Au fil des millions d'années le refroidissement de la planète a conduit à la cristallisation de la graine, une sphère solide proche de la taille de la Lune. Le noyau mesure environ 3700 km, sa température est proche de 5700°C en son centre et de 4700°C à sa limite avec le manteau. La pression qui y est règne est de l'ordre du million d'atmosphères. Le noyau liquide est animé de mouvements rapides, cycloniques et turbulents, de quelques dizaines de kilomètres par an. Ce sont ces mouvements qui génèrent le champ magnétique terrestre et ses variations : la géodynamo.

Modèle PREM (Preliminary Earth Model) basé sur l'évolution de la vitesse des ondes sismiques à l'intérieur de la Terre (B). La coupe A représente diverses propriétés de l'intérieur de la Terre. D'après "Eléments de géologie" Dunod

Le manteau

Le manteau correspond à la plus grande partie de la masse terrestre, il occupe près de 80% du volume de la Terre, son épaisseur est de 2900 km. Il est constitué de roches solides, cristallisées. Toutefois, entre 125/140 km et 235 km de profondeur, les sismologues ont mis en évidence une couche à faible vitesse, l'asthénosphère, moins visqueuse que la lithosphère et que le manteau plus profond. Elle comporterait 1% de magma. Elle permet le glissement des plaques tectoniques sur le manteau.

De la croûte jusqu'à 410 km de profondeur, les roches du manteau, les péridotites, sont principalement composées par l'assemblage de deux minéraux, silicates de fer et de magnésium : l'olivine (minéral vert) et le pyroxène (minéral noir). Au delà et jusque vers 660 km (autre discontinuité observée par les sismologues) l'augmentation de pression conduit les atomes de l'olivine à se réarranger pour former d’autres minéraux dont la structure est de type spinelle (minéraux dits polymorphes). Le grenat apparaît également. Cette zone située entre 410 et 660 km est appelée la zone de transition. Au-delà, un minéral encore plus dense, stable à haute pression prédomine dans le manteau : la pérovskite ; elle est associée au ferropériclase.

Enfin, à la limite avec le noyau, une zone complexe de quelques centaines de kilomètres d'épaisseur présente un fort gradient thermique et est le siège de fortes instabilités : la couche D''.

Bien que solide et constitué de roches cristallines, le manteau soumis à un très fort gradient de température entre la limite avec le noyau et la croûte est traversé par de grands courants de matière plus chaudes et moins denses qui remontent vers la surface. Ce sont soit des courants ascendants qui forment les branches montantes de la convection sous l’axe des dorsales, soit des instabilités diapiriques étroites (panaches), souvent issues de la couche D’’, qui traversent le manteau, éventuellement s'accumulent dans la zone de transition, et percent la lithosphère alimentant un volcanisme dit de point chaud (car le panache ascendant de matière chaude est de l'ordre de la centaine de kilomètre de large) ou encore intra plaque car le plus souvent il émerge loin des frontières de plaque.

Croûte et lithosphère

Selon la nature de la croûte portée par les plaques, on distingue les lithosphères océanique et continentale, dont les propriétés et le mode de formation sont très différents.

Lorsque les roches du manteau remontent vers la surface terrestre à la faveur des courants de convection, la chute de la pression en approchant de la surface se fait à température quasi-constante car les roches n’échangent pas leur chaleur (gradient adiabatique). Ceci permet la fusion partielle des roches du manteau. Le magma ainsi formé monte vers la surface sous les dorsales océaniques, il s'épanche sous forme de lave sur le plancher océanique et cristallise en profondeur sous forme de gabbros (équivalent cristallisé des basaltes). Cet ensemble constitue la croûte océanique qui reste solidaire du manteau pour former la lithosphère océanique.

Entraînée par les courants de convections du manteau (de l'ordre de quelques centimètres pas an) les deux plaques lithosphériques formées à l'axe des dorsales divergent. Au fur et à mesure qu'elle s'éloigne de la dorsale dont elle est issue, la lithosphère océanique continue à se refroidir et devient de ce fait plus dense : le plancher océanique devient plus profond et il arrive un instant où son poids la fait s'infléchir et sombrer dans le manteau. C'est le début de la subduction.

Par ce processus de subduction, marqués de nombreux signes (fosses profondes, sismicité, volcanisme), la lithosphère océanique plonge dans le manteau plus chaud. Les sédiments et le basalte perdent l'eau de mer qui a pu les imprégner lors de leur parcours océanique. Cette eau quitte la plaque plongeante et agit comme un fondant sur le manteau au dessus. Celui-ci peut fondre et produire un magma de plus en plus riche en silice et en gaz au fur et à mesure de sa remontée. Ce magma très pâteux qui alimentent en surface des volcans explosifs. Ce mécanisme conduit à produire des roches plus acides (riches en silices) et ce faisant à fabriquer la croûte continentale. Les spécialistes considèrent que la croûte continentale s'est formée ainsi par auréoles successives depuis 2 à 3 milliards d'années.

Schématiquement, zoom sur des processus particuliers


En première approche, la subduction de matière froide doit entraîner un épaississement de la zone de transition (subduction, au centre), alors que la remontée de matière chaude doit entraîner un amincissement de cette zone (panache de gauche). Du fait du contrôle possible des profondeurs de transition par plusieurs systèmes minéralogiques, une remontée de matière chaude pourrait aussi abaisser la zone de transition, la zone serait alors décalée vers le bas mais pas amincie (panache de droite). © E. Debayle et Y. Ricard - Planet-terre.ens-lyon.fr

pour en savoir plus


Coupe schématique de la Terre montrant quelques processus et la possibilité de l'existence de cryspto-continents et crypto-volcans dans les profondeurs du manteau. © Labrosse Laboratoire des sciences de la Trerre TPE de l'ENS Lyon (CNRS-ENS Lyon)

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