L'intérieur de la Terre est constitué d'une succession de couches de propriétés physiques différentes: au centre, le noyau, qui forme 17% du volume terrestre et qui se divise en noyau interne solide et noyau externe liquide; puis, le manteau, qui constitue le gros du volume terrestre, 81%, et qui se divise en manteau inférieur solide et manteau supérieur principalement plastique, mais dont la partie tout à fait supérieure est solide; finalement, la croûte (ou écorce), qui compte pour moins de 2% en volume et qui est solide.

Deux discontinuités importantes séparent croûte, manteau et noyau: la discontinuité de Mohorovicic (MOHO) qui marque un contraste de densité entre la croûte terrestre et le manteau, et la discontinuité de Gutenberg qui marque aussi un contraste important de densité entre le manteau et le noyau. Une troisième discontinuité sépare noyau interne et noyau externe, la discontinuité de Lehmann.

La couche plastique du manteau supérieur est appelée asthénosphère, alors qu'ensemble, les deux couches solides qui la surmontent, soit la couche solide de la partie supérieure du manteau supérieur et la croûte terrestre, forment la lithosphère.

On reconnaît deux types de croûte terrestre: la croûte océanique, celle qui en gros se situe sous les océans, qui est formée de roches basaltiques de densité 3,2 et qu'on nomme aussi SIMA (silicium-magnésium); et la croûte continentale, celle qui se situe au niveau des continents, qui est plus épaisse à cause de sa plus faible densité (roches granitiques à intermédiaires de densité 2,7 à 3) et qu'on nomme SIAL (silicium-aluminium).

La couverture sédimentaire est une mince pellicule de sédiments produits et redistribués à la surface de la croûte par les divers agents d'érosion (eau, vent, glace) et qui compte pour très peu en volume.

L'intérieur de la Terre est donc constitué d'un certain nombre de couches superposées, qui se distinguent par leur état solide, liquide ou plastique, ainsi que par leur densité.

 Comment savons-nous cela? C'est par une sorte d'échographie de l'intérieur de la Terre qui a été établie à partir du comportement des ondes sismiques lors des tremblements de terre. Les sismologues Mohorovicic, Gutenberg et Lehmann ont réussi à déterminer l'état et la densité des couches par l'étude du comportement de ces ondes sismiques.

La vitesse de propagation des ondes sismiques est fonction de l'état et de la densité de la matière. Certains types d'ondes se propagent autant dans les liquides, les solides et les gaz, alors que d'autres types ne se propagent que dans les solides.

Lorsque qu'il se produit un tremblement de terre à la surface du globe, il y a émission d'ondes dans toutes les directions. Il existe deux grands domaines de propagations des ondes:

     - les ondes de surface, celles qui se propagent à la surface du globe, dans la croûte terrestre, et qui causent tous ces dommages associés aux tremblements de terre

     - les ondes de volume, celles qui se propagent à l'intérieur de la terre et qui peuvent être enregistrées en plusieurs points du globe. Chez les ondes de volume, on reconnaît deux grands types: les ondes de cisaillement ou ondes S, et les ondes de compression ou ondes P.

Les ondes sismiques de volume : onde P et S

L'onde P se déplace créant successivement des zones de dilatation et des zones de compression. Les particules se déplacent selon un mouvement avant-arrière dans la direction de la propagation de l'onde, à la manière d'un "slinky". Ce type d'onde est assimilable à une onde sonore. Dans le cas des ondes S, les particules oscillent dans un plan vertical, à angle droit par rapport au sens de propagation de l'onde.

T'en apprend des choses, hein, mon frère ?

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. Les ondes P se propagent dans les solides, les liquides et les gaz, alors que les ondes S ne se propagent que dans les solides. On sait aussi que la vitesse de propagation des ondes sismiques est proportionnelle à la densité du matériel dans lequel elles se propagent.

La brusque interruption de propagation des ondes S à la limite entre le manteau et le noyau indique qu'on passe d'un solide (manteau inférieur) à un liquide (noyau externe).

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 ce 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).

La composition de la croûte terrestre est assez bien connue par l'étude des roches qui forment la surface terrestre et aussi par de nombreux forages. Notre connaissance du manteau et du noyau est, cependant, plus limitée. Malgré tous les efforts déployés à cet effet, aucun forage n'a encore traversé le MOHO.

Ce texte suit le schéma ci-dessous. Le lire en suivant donc les références du schéma.

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).

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).

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

La chaleur interne de la Terre est produite par la radioactivité naturelle des roches par désintégration de l'uranium, du thorium et du potassium. Globalement, la température s'élève avec la proximité au centre de la terre. À titre indicatif, elle varie d'entre 1100°C dans 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 kilomètres 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.

 dépressurisent = diminution de la pression) 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.

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.

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.

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.

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), 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.

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 °C3 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 :

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).

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.