Structure de la Terre (suite)

Structure de la Terre (suite)

Source : commons.wikimedia.org

Les couches qui constituent la Terre

Nous avons donc vu que la Terre était constituée de plusieurs couches de compositions différentes. Les couches les moins denses se trouvent près de la surface, les couches les plus denses près du centre. Etudions un peu plus en détail chacune de ces couches en partant de la surface et en nous enfonçant progressivement dans les profondeurs de notre planète.

Première couche, celle qui se trouve directement sous nos pieds (enfin, plus ou moins) : la croûte. Par rapport au rayon de la Terre (6370 km), elle est très fine : quelques kilomètres à quelques dizaines de kilomètres. Il existe deux types de croûtes : continentale et océanique.

La croûte continentale d’abord : elle mesure en moyenne 30 km d’épaisseur mais ce chiffre peut varier plus ou moins fortement selon les régions. Par exemple, elle peut atteindre des profondeurs de 80 km sous les chaînes de montagne (cette épaisseur bien plus importante est en grande partie dûe à un phénomène appelé isostasie que nous pourrons développer dans un autre article). Cette croûte est constituée en majorité de roches magmatiques plutoniques (ex : granites) et de roches métamorphiques (ex : gneiss). Des roches sédimentaires (ex : grès, calcaires) peuvent se déposer en certains endroits sur la croûte et parfois atteindre des épaisseurs de plusieurs kilomètres.

Exemple de roche présente dans la croûte : un gneiss
Source : larousse.fr

La croûte océanique est plus fine, elle mesure en moyenne 10 km. Elle est constituée de roches magmatiques volcaniques dans sa partie supérieure : des basaltes. Sa partie inférieure est composée de roches magmatiques plutoniques de même composition que les basaltes mais à la minéralogie différente : des gabbros. Des sédiments peuvent également se déposer sur la croûte océanique mais ils atteignent en général des épaisseurs bien moindres que sur la croûte continentale.

La roche volcanique qui compose la croûte océanique : le basalte
Source : actugeologique.fr

La couche suivante est appelée le manteau. Là, on s’attaque à un gros morceau. Le manteau est une couche complexe à l’épaisseur sans commune mesure avec la croûte. Il va nous falloir distinguer clairement plusieurs définitions qui peuvent s’entrecroiser, notamment au niveau de ce que l’on appelle la lithosphère.

Pour commencer, la limite entre la croûte et le manteau est marquée par la Discontinuité de Mohorovičić, plus simplement nommée le Moho. Cette limite marque un changement au niveau de la composition minéralogique des roches ainsi qu’au niveau de leur densité. Le manteau est en effet composé d’une roche appelée péridotite, plus dense que les roches de la croûte.

Une péridotite incluse dans une roche volcanique
Source : futura-sciences.com

Attention, c’est maintenant que ça se complique : nous allons diviser la frange supérieure du manteau en deux. Ces deux parties se distinguent non pas par un changement dans la nature des roches mais par une modification de leur comportement, provoquée par les conditions de pression et de température qui règnent à ces profondeurs. La partie située juste en-dessous de la croûte est appelé manteau lithoshérique. Il a un comportement rigide, comme la croûte. L’ensemble croûte et manteau lithoshérique forme la Lithosphère (océanique ou continentale selon la croûte). A partir d’une température d’environ 1300 °C (cette température est atteinte pour des profondeurs comprises approximativement entre 150 et 250 km), le manteau adopte un comportement dit ductile. Attention ! Roche ductile ne signifie pas roche fondue ! Le manteau n’entre jamais en fusion (sauf dans certaines conditions très particulières). La roche est encore dure mais elle adopte un comportement plus “élastique”. Cette partie du manteau est appelée l’Asthénosphère.

Résumons rapidement : Lithosphère = croûte + manteau lithoshérique : comportement rigide. Asthénosphère : comportement ductile. Ces différences de comportement vont avoir de nombreuses conséquences que nous pourrons observer dans le cadre de la tectonique des plaques notamment.

Parlons maintenant du manteau inférieur. Il correspond à la plus grande partie du manteau. On parle de manteau inférieur à partir d’une température de 2000 °C environ (soit une profondeur approximative de 650 km). Le manteau inférieur se distingue du manteau supérieur (manteau lithosphérique et manteau asthénosphérique) par des changements minéralogiques dans la roche à cause des conditions de pression et de température.

Enfonçons-nous encore un peu plus profondément en direction du centre de la Terre. La couche arrivant après le manteau fait partie de ce que l’on appelle le noyau : c’est le noyau externe. La limite entre manteau et noyau externe se situe à environ 2900 km de profondeur. Le noyau est composé des éléments les plus lourds et est donc encore plus dense que le manteau. Il est en majorité constitué de fer et de nickel. De plus, le noyau externe est à l’état liquide. En effet, les ondes sismiques S disparaissent au niveau de la transition entre le manteau et le noyau externe, elles ne se propagent pas dans le noyau externe (Voir article précédent). C’est la seule couche de la Terre à être dans cet état.

Dernière couche, qui se trouve le plus au centre de la Terre, le noyau interne, aussi appelé graine. La limite entre noyau externe et noyau interne se situe à environ 5100 km de profondeur. La composition de la graine est proche de celle du noyau externe. La température au centre de la Terre est maximale, elle dépasse les 5000 °C, c’est-à-dire qu’elle est proche de la température de surface du soleil ! Contrairement au noyau externe, la graine est solide. En effet, les ondes S s’y propagent de nouveau. Oui, me direz-vous, mais comment peut-il y avoir des ondes S dans la graine alors qu’elles ne peuvent circuler dans le noyau externe ? Eh bien, lorsque les ondes changent de milieu, certaines peuvent changer de nature. Quelques ondes P vont devenir des ondes S et traverser la graine, puis se retransformer en ondes P en passant de nouveau dans le noyau externe. Les ondes S progressant moins vite que les ondes P, les ondes qui ont traversé la graine sous forme d’ondes S auront pris du retard sur les autres et une seconde vague d’ondes P sera reçue par les sismographes, ce qui prouve que le noyau interne est bel et bien solide !

Schéma de la structure interne de la Terre. Les échelles ne sont pas respectées pour une meilleur lisibilité.

Et voilà, nous aurons vu déjà bon nombre de choses tout au long de ces deux articles inauguraux ! Il nous sera à présent plus facile d’aller explorer les nombreux domaines de la géologie pour de prochains articles de vulgarisation !

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