vignette|redresse=1.2|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 est la répartition de l'intérieur de la Terre en enveloppes emboîtées : principalement la croûte, le manteau et le noyau, selon le modèle géologique actuel, qui s'efforce de décrire leurs propriétés et leurs comportements au cours des temps géologiques.
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 inaccessibles.
Cette constitution se comprend en remontant à la formation de la Terre par accrétion de planétésimaux, dont les météorites primitives, ou chondrites, constituent la mémoire. Les différentes couches se sont ensuite mises plus ou moins progressivement en place sous l'influence de divers paramètres physiques, comme la densité et la rhéologie des différentes phases constituant les matériaux premiers, ainsi que les affinités chimiques des éléments pour les diverses phases minérales, c'est-à-dire la différenciation chimique.
Modèle actuel Structure principale redresse=1.2|vignette|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) Lithosphère(12) Asthénosphère(13) Discontinuité de Gutenberg(14) Discontinuité de Mohorovicic(?) Amande ?
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 sur la figure ci-contre) est solide, essentiellement granitique et surmontée par endroits de roches sédimentaires. Elle est plus épaisse que la croûte océanique (de à sous les massifs montagneux).
Croûte océanique
La croûte océanique (2), relativement fine (épaisseur de , mais généralement ), est solide et surtout composée de roches basaltiques.
Manteau
Le manteau terrestre (4 et 6) total représente 84 % du volume terrestre. La discontinuité de Mohorovičić (14) marque la transition entre la croûte et le manteau.
Le manteau terrestre est moins rigide que la croûte, sans pour autant en être liquide (les roches qui le composent conservent leur structure cristalline) : aux profondeurs élevées du manteau, l'augmentation de la pression a un effet plus important que celle de la température, maintenant l'état solide. La viscosité du manteau est comparable à celle de la glace (telle que celle qui s'écoule dans les glaciers). Ce comportement visqueux permet des mouvements de convection.
En revanche, quand les effets s'appliquent en sens inverse, lors par exemple d'une remontée suffisamment rapide, les matériaux mantelliques remontent (et donc se dépressurisent) plus vite que ne le permet l'équilibrage thermique par diffusion de la chaleur transportée : c'est ce que l'on appelle une remontée adiabatique. 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 .
Manteau supérieur
Le manteau supérieur (4) est moins visqueux et 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 thermique du noyau terrestre vers la surface. Ces courants provoquent la dérive des continents, mais leurs caractéristiques précises (vitesse, amplitude, localisation) sont encore mal connues.
Noyau
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
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 celle de l’eau, sa température moyenne atteint 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
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 fractionnée progressive du noyau externe. La pression, qui est de de bars (), le maintient dans un état solide malgré une température supérieure à Agnès Dewaele, membres du CNRS et du European Synchrotron Radiation Facility, « Melting of Iron at Earth’s Inner Core Boundary Based on Fast X-ray Diffraction », mis en ligne le 26 avril 2013. 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 sujette à discussion.
Structures secondaires
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) 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 ou Hawaii.
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..EnveloppeProfondeurkmMasse volumiqueg/cmPétrographie dominante.Éléments chimiquesL'oxygène est également présent dans toutes les enveloppes, ce qui en fait le deuxième élément le plus abondant sur Terre (classement de l'abondance déterminée par fraction de masse).. Croûtecontinentaleocéanique0 – 35Valeur de la profondeur d'une croûte continentale stable (craton) ; celle-ci peut être réduite à quelques kilomètres seulement dans les zones de rift ou dépasser les sous les racines crustales orogéniques.0 – 10Valeur moyenne de la croûte océanique ; celle-ci peut être réduite à environ dans le cas de croûtes de type Lherzolite Ophiolite Type (LOT) ou atteindre dans le cas de croûtes très anciennes.2,7 – 3,02,9 – 3,2Granite et gneissBasalte, gabbro et péridotiteSi et AlSi, Al et Mg Manteau supérieurlithosphérique et asthénosphèrezone de transition35/10 – 67035/10 – 400400 – 6703,4 – 4,4Olivine, pyroxène et grenatWadsleyite → ringwooditeAvec la hausse de la pression, la structure cristalline de l'olivine change pour se présenter sous des phases minérales de même composition chimique, mais de structure différente (polymorphes). et GrenatSi, Mg et CaManteau inférieur670 – 28904,4 – 5,6Pérovskite et FerropériclaseSi, Mg, Fe et CaNoyau externe2890 – 51009,9 – 12,2—Fe, Ni et S (état liquide)Noyau interne5100 – 637812,8 – 13,1—Fe, Ni et S (état solide)
Caractéristique : la chaleur interne
redresse=1.2|vignette|Dimensions respectives des couches et températures approximatives qui y règnent. Les températures du noyau évolueraient entre et selon la profondeurLa température du noyau de la Terre réévaluée à l’ESRF, brève d'information, CEA, le (consulté le ).. vignette|upright=1.2|Évolution de la puissance thermique radiogénique au cours du temps dans les couches internes de la Terre.
La chaleur interne de la Terre est produite par la radioactivité naturelle des roches par désintégration de l'uranium, du thorium et du potassium.. Les études estiment que la contribution de la radioactivité crustale et mantellique représente approximativement la moitié de l’énergie totale dégagée, celle de la chaleur primordiale transmise du noyau de la Terre vers le manteau étant évaluée entre 10 et 20 %..
Globalement, la température s'élève avec la proximité au centre de la Terre. À titre indicatif, elle varie entre à la base de la croûte continentale à probablement dans le noyau.
Les températures ne peuvent être mesurées rigoureusement : elles sont approximatives, la marge d'erreur grandissant avec la profondeur.
À partir de de profondeur, là où la pression commence à dépasser un million d’atmosphères, soit , 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.
Observations à l'origine du modèle actuel Investigations directes Exploration humaine
L'exploration humaine du cœur de la Terre est sujette à beaucoup de rêves et fantasmes, comme illustré dans le roman Voyage au centre de la Terre de Jules Verne.
Dans les faits, en 1956 au Gouffre Berger, dans le massif du Vercors (Isère) la profondeur symbolique de est atteinte pour la première fois. En 2005, la profondeur spectaculaire des est dépassée par des spéléologues à Krubera-Voronja (ex gouffre Voronja), dans le Caucase occidental (Abkhazie).