Structure interne de la Terre

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

La structure interne de la Terre est répartie en plusieurs enveloppes successives, dont les principales sont la croûte terrestre, le manteau et le noyau. Cette représentation est très simplifiée puisque ces enveloppes peuvent être elles-mêmes décomposées. Pour repérer ces couches, les sismologues utilisent les ondes sismiques, et une loi : Dès que la vitesse d'une onde sismique change brutalement et de façon importante, c'est qu'il y a changement de milieu, donc de couche. Cette méthode a permis, par exemple, de déterminer l'état de la matière à des profondeurs que l'homme ne peut atteindre (manteau profond, noyau).

Ces couches sont délimitées par des discontinuités, comme la discontinuité de Mohorovic, celle de Gutenberg, nommée d'après le sismologue Beno Gutenberg, ou bien celle de Lehmann. Pour comprendre cette constitution, il faut remonter 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.

Quelques jalons historiques[modifier | modifier le code]

De l’Antiquité au XVIIIe siècle[modifier | modifier le code]

Depuis l’Antiquité, nombreux sont ceux qui se sont illustrés dans leurs tentatives d’explication de la constitution interne de notre globe. Certains de ces intellectuels ont cherché à coller à la vision du terrain (relief, volcans, tremblements de terre), d’autres ont voulu aussi incorporer à leur modèle une explication des textes bibliques (le déluge). Viendra ensuite la période où les hypothèses seront étayées par des expérimentations : ce sera l’ère de la géophysique. On trouve donc dans cette galerie de portraits : des mathématiciens, des philosophes, des théologiens puis plus tardivement des naturalistes, des physiciens et des géologues. Nous ne retiendrons ici que les plus connus.

Pour Aristote (IVe siècle av. J.-C.), notre planète est constituée de terre et de roche entourée d’eau puis d’air. Viennent ensuite une couche de feu et les astres. Jusqu’à Copernic cette vision évoluera peu, mais au milieu du XVIIe siècle un foisonnement d’idées nouvelles apparaît.

En 1644, la Terre présentée par René Descartes dans « Principes de philosophie » est un ancien soleil qui a gardé un noyau de type solaire mais dont les couches externes ont évolué. Plusieurs couches se succèdent à partir du centre : roche, eau, air puis enfin une croûte extérieure en équilibre sur cet air. Cette croûte brisée a formé les reliefs et laissé passer l’eau venant des profondeurs qui a formé mers et océans.

À la même époque, Athanasius Kircher postule lui aussi que le globe terrestre est un astre refroidi mais qu'il contient sous la croûte une matière en fusion qui s’échappe parfois du centre par les volcans. À la fin du XVIIe et au cours du XVIIIe siècle, une grande quantité d’hypothèses seront émises :

  • Terre issue d’une ancienne comète : William Whiston (1667 - 1752)
  • Terre ayant été composée d’un mélange fluide qui s’est déposé par gravité au cours du temps : John Woodward (1665 - 1728) et Thomas Burnet (1635 - 1715)
  • Terre creuse à plusieurs coques concentriques et noyau aimanté séparés par du vide : Edmund Halley (1656 - 1742)
  • Terre totalement creuse où la fine croûte externe est en équilibre entre gravité et force centrifuge : Henri Gautier (1660 - 1737)

Du XVIIIe à nos jours[modifier | modifier le code]

Avec l’essor de la géologie, les théories doivent être cohérentes avec l'observation et les mesures géophysiques.

Au XVIIIe, le peu d’influence des masses montagneuses sur la gravité locale tend à prouver que la Terre n’est pas creuse.

Le léger aplatissement du globe aux pôles, et la nature ignée de certaines roches font dire à Georges de Buffon que la Terre a été en fusion à son origine.

La mesure de l’augmentation régulière de la température avec la profondeur dans les mines (1 °C pour 25 mètres) incite Joseph Fourier et Louis Cordier (1777 - 1861) à extrapoler et déduire que le centre de notre planète est en fusion à une température de plusieurs milliers de degrés.

L’origine de cette température sera longuement débattue : S'agit-il d'un reste de la chaleur originelle conservée dans un globe terrestre en cours de refroidissement, ou pourrait il y avoir élévation de la température interne de la Terre par des réactions chimiques ou radioactives internes ? Et même, cette chaleur ne serait-elle pas suffisamment intense pour que toute la matière interne soit gazeuse au-delà d’une certaine profondeur ?

Pour William Hopkins, la variation du point de fusion des roches en fonction de la pression fait une nouvelle fois pencher la balance en faveur d’un noyau solide.
Le niveau très faible des mouvements du sol liés à la marée (évalué par comparaison avec la mesure précise des marées océaniques) plaide, selon (Lord Kelvin), pour un globe aux propriétés d’un solide élastique et non pas d’un fluide.

L’analyse de la composition des roches terrestres et météoritiques, ainsi que la mesure de la densité moyenne du globe (5,5) influent sur plusieurs modèles où une fine croûte légère de silicates recouvre un noyau métallique volumineux plus dense. Enfin, l’analyse des données sismologiques qui s’avéreront de plus en plus précises, vont permettre d’établir le modèle actuel d'un noyau en partie liquide mais abritant une « graine » qui reste solide et qui grossit très lentement par solidification du noyau liquide.« A la limite noyau-graine, à 5 150 km de profondeur et 3,3 millions d’atmosphères de pression », la température est probablement à peu près celle qui est nécessaire à la fusion du fer à 330 Gigapascals (GPa). Plusieurs équipes de chercheurs ont tenté de calculer cette température, mais avec des résultats divergents.

Au XXIe siècle, la chaleur interne de la Terre (à partir de 2 900 km de profondeur, là où la pression commence à dépasser 1 million d’atmosphères, soit 100 Gigapascals), intrigue toujours les chercheurs, car elle joue au moins deux rôles majeurs, d'une part en entretenant ou modifiant les mouvements convectifs du manteau, qui explique la tectonique des plaques et la dérive des continents, et d'autre part en entretenant le champ magnétique terrestre[1]. Finalement, des résultats convergents et expliquant les écarts antérieurs ont été publiés en 2013, selon lesquels la température du noyau évoluerait de 3 800 °C à 5 500 °C selon la profondeur.

Les méthodes d’investigation[modifier | modifier le code]

Investigations directes[modifier | modifier le code]

Exploration humaine[modifier | modifier le code]

La spéléologie, activité aux multiples facettes, ne se prête guère, même dans sa composante sportive, à l’établissement de records. Longtemps la cote –1 000 ne fut qu’un rêve que la technologie ne permettait pas de concrétiser. C’est en 1956 au Gouffre Berger, dans le massif du Vercors (Isère), que cette profondeur mythique fut atteinte pour la première fois. En 2005, la profondeur spectaculaire des –2 000 mètres a été dépassée par des spéléologues à Krubera-Voronja (ex gouffre Voronja), dans le Caucase occidental (Abkhazie).

Par ailleurs, la variété des terrains explorés dans les mines est beaucoup plus importante que les étendues de roches sédimentaires parcourues par les spéléologues et les terrains exploités sont bien plus anciens. Les mineurs y côtoient quotidiennement le phénomène d’élévation de la température qui dès le XVIIIe siècle influera sur les hypothèses d’un globe au cœur en fusion. Quoi qu’il en soit, même les mines les plus profondes du monde (~3 500m pour la Tau Tona d'Afrique du Sud en 2002) ne font qu’effleurer l’écorce terrestre.

Qu’est-ce qui se cache donc vraiment derrière les trésors d’imagination de Jules Verne et son « Voyage au centre de la Terre » ? Sans l’apport de méthodes d’exploration indirecte, les humains seraient restés totalement ignorants du contenu profond du globe au-delà des quelque deux ou trois premiers kilomètres.

Les forages profonds[modifier | modifier le code]

L’objectif des forages profonds, tels celui du programme KTB (Kontinental Tiefbohrprogramm der Bundesrepublik), qui a atteint 9 800 mètres sous l’Allemagne, ou celui de 13 kilomètres dans la péninsule de Kola (Russie), est de mieux connaître la lithosphère et d’atteindre la zone de transition entre celle-ci et le manteau supérieur : le Moho.

Si ces forages ont permis de confirmer la structure et la composition de la croûte, ou de tracer des profils sismiques régionaux, ils n’ont malheureusement pas permis d’atteindre à ce jour la couche sous-jacente tant convoitée. On a pu ainsi mesurer par exemple que la température des roches atteint environ 300 °C à 10 kilomètres de profondeur.

Comme la croûte océanique est plus mince que les plaques continentales, plusieurs projets de forage océanique ont vu le jour, MOHOLE puis DSDP (1968-1983) aux États-Unis, puis des programmes internationaux comme ODP (1985-2003) puis IODP (2003-2013). Pour l'instant, aucun navire n’a encore réussi à forer jusqu’à la discontinuité de Mohorovičić.

L’étude des météorites[modifier | modifier le code]

Comprendre comment les couches successives de la Terre se sont progressivement différenciées serait grandement facilité par la connaissance de la composition exacte du matériau primitif qui lui a donné naissance. Les éléments absolument indispensables à la bonne formule sont le fer, le nickel et les silicates. On retrouve ces éléments (et plusieurs autres) dans un type de météorites appelé chondrites. Elles contiennent des petites zones sphériques de silicates solidifiés après fusion, les chondres, dont le nom est à l’origine de l’appellation de ces météorites.

Certaines d’entre elles, comme la chondrite Allende, contiennent un mélange de fer métallique et d’oxyde de fer, ainsi qu’une grande quantité de carbone ; d’autres, comme la chondrite d’Indarch, du fer métallique et un silicate de magnésium (MgSiO3), l’enstatite, extrêmement fréquent dans le manteau terrestre. D’autres chondrites, plus primitives, montrent du fer totalement oxydé ; ce sont les météorites carbonées CI ; elles sont très proches par leur composition de la nébuleuse gazeuse qui donna naissance au système solaire il y a environ 4,57 milliards d’années, et à la Terre il y a 4,45 milliards d’années.

Parmi toutes ces chondrites, seules celles contenant 45 % d’enstatite présentent une composition chimique et isotopique en adéquation avec la densité et la nature profonde actuelle de la Terre (plusieurs couches de silicates légers et un noyau où ont migré les métaux plus lourds). Ces météorites ont une taille bien trop faible pour être différenciées : leurs éléments y sont restés répartis de façon relativement homogène.

Investigations indirectes (géophysique)[modifier | modifier le code]

La tomographie sismique[modifier | modifier le code]

C’est l’analyse des enregistrements obtenus grâce aux sismographes qui permettra de renouveler totalement le modèle de la Terre au cours du XXe siècle. Le principe est relativement simple : à la suite d'un séisme on détermine la position de son épicentre le plus précisément possible. Puis on enregistre les vibrations qui se propagent à travers tout le globe. Ces phénomènes ondulatoires sont soumis à des lois physiques telles que la réflexion ou la réfraction. On peut associer le comportement des ondes sismiques à celui des rayons lumineux. On peut donc appliquer les lois de Snell-Descartes de réfraction : elles ne se déplacent pas toutes à la même vitesse suivant le milieu qu’elles traversent, ce qui permet d’évaluer le contenu de la Terre par l’examen attentif des courbes temps / distance parcourue. Les ondes étudiées dans la tomographie sismique sont les ondes de fond qui parcourent le globe terrestre dans toutes les directions. Les ondes de surface, qui causent les dégâts aux constructions humaines, ne se propagent que dans la croûte et ne donnent aucune information sur les couches profondes.

Certaines ondes arrivent rapidement : ce sont les ondes P (comme Premières) ; d’autres sont retardées et sont enregistrées plus tard : ce sont les ondes S (comme Secondes).

ondes P Les ondes P sont des vibrations qui agissent en compression : les particules se déplacent dans le sens de propagation de l’onde, un peu comme dans un ressort. Ces ondes de compression se propagent dans les solides, les liquides et les gaz.
ondes S Les ondes S sont des ondes de cisaillement : les particules se déplacent perpendiculairement au sens de propagation de l’onde, un peu comme une oscillation sur une corde. Ces ondes de cisaillement se propagent dans les solides mais pas dans les milieux liquides ou gazeux.

La vitesse des deux types d’ondes P et S varie en fonction de la densité du matériau traversé. Plus la couche traversée est molle, plus les ondes se propagent lentement. De plus, lorsqu’une onde P arrive non perpendiculairement sur une zone de transition (interface manteau-noyau par exemple) une petite partie de son énergie est convertie dans une autre forme d’onde (une fraction de P devient alors S). L’interprétation des relevés sismographiques est donc ardue car s’y chevauchent les tracés de nombreux types d’ondes qu’il faut démêler et dont on doit expliquer l’origine. Pour s’y retrouver un peu mieux, on a désigné toutes ces ondes par des lettres différentes qu’on peut ensuite combiner au fur et à mesure de leur évolution (voir tableau ci-dessous).

Nomenclature des ondes de volume
onde P onde S
manteau P S
noyau externe K -
noyau interne I J

Ainsi une onde PP est une onde P qui, après avoir subi une réflexion à la surface du globe terrestre, est restée dans le manteau avant de réapparaître en surface où elle est détectée. Une onde PKP sera une onde P qui ressort en surface après avoir traversé le noyau externe liquide (trajet = manteau / noyau ext. / manteau). On peut ainsi allonger l’appellation autant que nécessaire. Prenons un exemple assez complexe : une onde quasi verticale traversant le globe terrestre de part en part après avoir rebondi à la surface et être passée deux fois (à l’aller et au retour) par le noyau et la graine réapparaîtra à la surface affublée du gentil sobriquet, palindrome totalement imprononçable, de PKIKPPKIKP !

Au cours du XXe siècle, plusieurs découvertes essentielles ont été faites grâce à la tomographie sismique.

En 1909, Andrija Mohorovičić (1857-1936) met en évidence l'interface entre la croûte et le manteau. Cette discontinuité porte depuis son nom, le plus souvent raccourci en « Moho ».

En 1912, Beno Gutenberg (1889-1960) replace l’interface manteau / noyau à 2900 km de profondeur grâce à l’étude des ondes P, donnant son nom à la discontinuité entre le manteau inférieur et le noyau externe, discontinuité dîte de Gutenberg.

En 1926, Harold Jeffreys (1891-1989) établit la fluidité du noyau métallique.

En 1936, Inge Lehmann (1888-1993) découvre la graine (ou noyau interne) : partie métallique à l’intérieur du noyau. Sa solidité sera établie plus tard au cours des décennies suivantes.

Dans le même temps, de 1923 à 1952, d’autres géophysiciens (Adams, Williamson, Bullen, Birch…) travaillent sur des équations permettant de déterminer la variation de la densité avec la profondeur et la pression qu’elle engendre.

Connaître l'essentiel de la structure de notre globe doit s'accompagner nécessairement de l'étude de sa dynamique interne afin de mieux comprendre son évolution, ses soubresauts sismiques, les variations du champ magnétique, etc.

L’étude du magnétisme[modifier | modifier le code]

Le magnétisme terrestre est un phénomène fort complexe à interpréter. La Terre se comporte comme une sorte de dynamo auto-entretenue qui génère un champ magnétique important (celui qui dévie l’aiguille de la boussole et qui nous protège de certaines perturbations cosmiques tel que les vents solaires qui pourraient perturber les appareils électroniques). Ce champ est variable dans le temps et il s’est même inversé des centaines de fois depuis l’origine. Interpréter cette dynamique est indissociable de la compréhension de la composition des structures internes du globe terrestre et de leurs mouvements.

Des tentatives de modélisation numérique et des expériences en laboratoire sont à l’étude. Si elles n’ont pas encore permis de créer un effet dynamo dans une sphère, elles ont montré que des colonnes de convection apparaissent à certaines températures en fonction de la viscosité du liquide et de la vitesse de rotation. Ces mouvements sont compatibles avec les hypothèses de création du champ électromagnétique terrestre tel que nous le connaissons.

Modèle actuel[modifier | modifier le code]

Structure détaillée[modifier | modifier le code]

Structure détaillée.

(1) Croûte continentale solide essentiellement granitique, surmontée par endroits de roches sédimentaires. Elle est plus épaisse que la croûte océanique (de 30 km à 100 km sous les massifs montagneux). 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]. Elle était anciennement appelée SIAL (silicium + aluminium).

(2) Croûte océanique solide essentiellement composée de roches basaltiques. Relativement fine (environ 5 km). Elle est également appelée SIMA (silicium + magnésium).

(3) Zone de subduction, où une plaque s’enfonce parfois jusqu’à plusieurs centaines de kilomètres dans le manteau.

(4) Manteau supérieur, qui est moins visqueux (plus « ductile ») que le manteau inférieur car les contraintes physiques qui y règnent le rendent en partie plastique. Il est formé essentiellement de roches telles que la péridotite (ses minéraux sont : olivine, pyroxène, grenat).

(5) Éruptions sur des zones de volcanisme actif. Deux types de volcanismes sont représentés ici, le plus profond des deux est dit « de point chaud ». 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.

(6) Manteau inférieur aux propriétés d’un solide élastique aux échelles de temps inférieures à l'année, plastique aux échelles de temps supérieurs au siècle. Le manteau terrestre, inférieur comme supérieur, n’est pas liquide comme on pourrait le croire en regardant les coulées de lave de certaines éruptions volcaniques mais il est moins « rigide » que les autres couches. Néanmoins, très grossièrement, sa viscosité est à celle de la glace d'eau, comme celle qui s'écoule dans les glaciers, ce que la viscosité de la glace est à celle de l'eau. La raison principale de l'état solide des matériaux mantelliques est que, quand on s'enfonce dans le manteau, l'effet de pression, qui maintient l'état solide, augmente plus rapidement que l'effet de température, qui provoque la fusion. En sens inverse, quand les matériaux mantelliques remontent plus vite (et donc se dépressurisent) que ne le permet l'équilibre thermique par diffusion de la chaleur transportée, par exemple par remontée adiabiatique, le matériau peut croiser son point de fusion commençante, et commencer à donner naissance à un magma dit primaire ; ceci se produit à l'aplomb des dorsales à une profondeur d'environ 100 km seulement. Le manteau terrestre total (supérieur + inférieur) représente 84 % du volume terrestre.

(7) Panache de matière plus chaude qui, partant de la limite avec le noyau, fond partiellement en arrivant près de la surface de la Terre et produit le volcanisme de point chaud.

(8) Noyau externe liquide essentiellement composé de fer à 80-85 %, plus environ 10-12 % d'un élément léger non encore déterminé parmi le soufre, l'oxygène et le silicium, et enfin de l'ordre de 5 % de nickel. Sa viscosité est estimée à de 1 à 100 fois celle de l’eau, sa température moyenne atteint 4000 °C et sa densité 10. Cette énorme quantité de métal en fusion est brassée par convection, essentiellement de nature thermique (refroidissement séculaire de la planète), et pour une plus faible partie de nature compositionnelle (séparation, démixtion des phases). Ces mouvements interagissent avec les mouvements de la planète, rotation quotidienne principalement, à plus longue échelle de temps, précession du globe terrestre. 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.

(9) Noyau interne solide (également appelé « graine ») essentiellement métallique (alliage de fer et de nickel principalement, en proportions environ 80 %-20 %) constitué par cristallisation progressive du noyau externe. La pression, qui est de 3,5 millions de bars (350 GPa), le maintient dans un état solide malgré une température supérieure à 6000 °C[2] et une densité d’environ 13.
Le noyau interne reste un endroit mystérieux, et plusieurs interrogations demeurent :

  • Des études récentes suggèrent que le noyau interne ne serait pas immobile par rapport au reste de la Terre : Il pourrait présenter ainsi une rotation différentielle, c'est-à-dire qu’il ne tournerait pas exactement à la même vitesse que le reste de la planète : sa vitesse angulaire de rotation serait plus grande de 0,3 à 0,5 degré par an[3] (d’après ces derniers chiffres, il faudrait donc entre 720 et 1200 ans environ pour que le noyau interne "gagne" un tour complet par rapport au reste de la Terre[4]). Parmi les contestataires de cette rotation différentielle, Annie Souriau du LMTG à l'OMP à Toulouse, sur la base de l'étude des ondes sismiques engendrés par quelques forts séismes bien documentés, ondes qui "frolent" la graine, ne détecte pas de retard entre celles qui passent d'un côté ou de l'autre. Ceci renforce l'idée défendue sur la base de données notamment de variations de la durée du jour, que le mouvement observé pourrait correspondre en fait à une oscillation du noyau autour d’une position moyenne, avec une somme des mouvements qui serait nulle sur le long terme. En effet, des différences latérales de température à la base du manteau semblent créer une « empreinte » détectable sur la graine, en affectant la vitesse de cristallisation du fer. Or, l’existence de cette empreinte n’est semble-t-il possible que si les effets de ces différences de température s’exercent toujours aux mêmes endroits de la graine pendant plusieurs centaines de millions d’années, ce qui ne serait donc pas compatible avec une rotation permanente, mais serait possible avec une simple oscillation[5].
  • Il y a également un doute sur le fait que le noyau interne soit réellement solide, car par certains aspects il se comporte comme un liquide, alors que d’autres données confirment qu’il est bien solide. Des chercheurs russes et suédois ont démontré que, dans les conditions qui règnent au centre de notre planète, l’alliage qui compose le noyau interne ne ressemblerait pas aux métaux que l’on connaît à la surface, mais présenterait plutôt des propriétés mécaniques comparables à celles du sable, ce qui expliquerait les résultats ambigus concernant son état[6].
  • Enfin, des études récentes démontrent que la graine semble elle-même subdivisée en deux parties, une interne et une externe donc. La partie interne, appelée amande en raison de sa forme, serait plus pure en fer que la partie externe, et serait caractérisée par une structure cristalline anisotrope[7],[8].

Les noyaux interne et externe représentent 15 % du volume terrestre.

(10) Cellules de convection du manteau où la matière est en mouvement lent. 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.

(11) Lithosphère : elle est constituée de la croûte (plaques tectoniques) et d'une partie du manteau supérieur. 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.
On trouve parfois à la base de la lithosphère (certains géologues l’y incluent mais la majorité la place dans l'asthénosphère) une zone appelée LVZ (pour « 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.

(12) Asthénosphère : c’est la zone en dessous de la lithosphère

(13) Discontinuité de Gutenberg : zone de transition manteau / noyau.

(14) Discontinuité de Mohorovicic : zone de transition croûte / manteau (elle est donc incluse dans la lithosphère).

Caractéristiques[modifier | modifier le code]

Dimensions respectives des différentes couches et températures approximatives qui y règnent.
Des calculs récents ont revus à la hausse les températures du noyau, qui évolueraient entre 3 800°C et 5 500°C selon la profondeur[1]

Chaleur interne[modifier | modifier le code]

Sur la figure ci-contre, les températures sont données en degrés Celsius à titre indicatif. Ne pouvant être mesurées directement mais uniquement déduites, elles sont approximatives (plus on s’enfonce et plus la marge d’erreur est grande). Une partie de la chaleur interne de la Terre (50 %) est produite par la radioactivité naturelle des roches par désintégration de l'uranium, du thorium et du potassium. Une partie de la chaleur provient également de la chaleur accumulée par la planète durant la phase d'accrétion ayant abouti à sa formation.

Rayon variable[modifier | modifier le code]

Le globe terrestre n’est pas parfaitement sphérique et le rayon réel équatorial est supérieur d’une vingtaine de kilomètres au rayon polaire.

Effet étonnant qui en découle : le Mississippi, dont la source se situe près des Grands Lacs, se déverse dans le golfe du Mexique à un niveau (distance au centre du globe) plus élevé que celui de sa source. Si on évaluait l'altitude par rapport au centre de la Terre, l'eau s'écoulerait donc du point le plus bas vers le point le plus haut. En réalité le niveau des mers étant toujours pris comme référence des altitudes, le raisonnement en termes d'énergie mécanique est bien valide.

Notes et références[modifier | modifier le code]

  1. a et b CEA (2013), La température du noyau de la Terre réévaluée à l’ESRF, Brève d'information du CEA, en « Recherche fondamentale », publiée 2013-04-26, consultée 2013-05-16
  2. d'après Agnès Dewaele du Commissariat à l’énergie atomique français(CEA) en collaboration avec les membres du Centre national français de la recherche scientifique (CNRS) et l’Installation Européenne de Rayonnement Synchrotron à Grenoble (ESRF); Science; «Melting of Iron at Earth’s Inner Core Boundary Based on Fast X-ray Diffraction», mis en ligne le 26 avril 2013.
  3. D’après Jian Zhang, Xiaodong Song, et d’autres chercheurs du Lamont-Doherty Earth Observatory et de l'Université de l'Illinois ; (fr) Futura-sciences ; « Rotation distincte du noyau interne de la Terre », mis en ligne le 9 septembre 2005.
  4. Sachant qu’un tour complet est égal à 360 degrés, on a : 360 degrés divisé par 0,3 degré par an donne 1200 années, et 360 degrés divisé par 0,5 degré par an donne 720 années.
  5. D’après des chercheurs de l'Institut de physique du Globe de Paris et de l'Université Johns-Hopkins de Baltimore (États-Unis). Voir (fr) techno-science.net ; « Un nouveau modèle pour l'évolution du noyau solide de la Terre », mis en ligne le 9 août 2008.
  6. (fr) Futura-sciences ; « La graine du noyau de la Terre est-elle vraiment solide ? », mis en ligne le 25 juin 2007
  7. D’après les travaux des géophysiciens Xiaodong Song et Xinlei Sun (Université de l’Illinois), voir (fr) Futura-sciences ; "La Terre a un double cœur solide !", mis en ligne le 12 mars 2008
  8. D'après les travaux d'une équipe de géophysiciens grenoblois, voir www.insu.cnrs.fr ; « De la tectonique dans la graine du noyau ! », publié le 15 mai 2009

Annexes[modifier | modifier le code]

Bibliographie[modifier | modifier le code]

  • N. Cabrol et E. Grin, La Terre et la Lune, Que sais-je, N° 875, PUF, 1998
  • René Dars « La géologie », Que sais-je, N° 525, PUF, 2000
  • Vincent Deparis et Hilaire Legros, « Voyage à l’intérieur de la Terre », CNRS Editions, Paris, 2000
  • Jean Goguel (s.d.d.) « Géophysique », La Pleïade NRF Gallimard, 1971
  • Gabriel Gohau, « Une histoire de la géologie, Le Seuil, 1990
  • Maurice Krafft, « Les feux de la Terre » , Gallimard, 1991
  • Maurice Mattauer, « Ce que disent les pierres », Librairie Pour la Science, 1998
  • Henri Claude Nataf et s.d. de Joël Sommeria, « La physique de la Terre », Belin CNRS Editions, 2000
  • Jules Verne, « Voyage au centre de la Terre », Éditions Hetzel, 1867
  • Jean Paul Poirier, Les Profondeurs de la terre, Masson, coll. « Cahiers des sciences de l'univers »,‎ 1997, 2e éd. (ISBN 978-2225852237)
Article du magazine Pour la Science 
  • N° 225 (1996), ALEXANDRESCU M. et HULOT G. « Voir le noyau »
  • N° 226 (1996), Rolf Emmermann, « Neuf kilomètres sous l’Allemagne »
  • N° 265 (1999), Maurice Mattauer, « Sismique et tectonique »
  • N° 318 (2004), Marianne Greff-Lefftze, « La Terre, une toupie au cœur liquide »
  • N° 318 (2004), Henri Claude Nataf, Dominique Jault, Daniel Brito et Philippe Cardin, « Le moteur de la dynamo terrestre »
  • N° 318 (2004), Sandro Scandolo et Raymond Jeanloz, « Au cœur des planètes »
  • N° 329 (2005), Marc Javoy, « La naissance de la Terre »

Liens externes[modifier | modifier le code]