Décrire la - georepere

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Chap1 LA STRUCTURE DE LA TERRE
Objectifs :
-
Décrire la constitution interne de la Terre ;
Inventorier et apprécier les méthodes d’investigation des profondeurs terrestres.
Document 1 : Un globe constitué d’enveloppes concentriques
Mots clés
Accrétion : accroissement de la croûte océanique par remontée et refroidissement de magma
dans les rifs. Le phénomène d’accrétion est à l’origine de l’expansion des océans.
Asthénosphère : couche visqueuse, animée de courants thermiques à l’intérieur du manteau,
de 100 à 800 km d’épaisseur.
Croûte terrestre : zone superficielle du globe terrestre, d’une épaisseur moyenne de 40 km
sous les continents et de 10 km sous les océans.
Lithosphère : couche externe du globe terrestre, rigide, constituée par la croûte et le manteau
supérieur et limitée vers l’intérieur par l’asthénosphère.
Manteau terrestre : partie du globe, intermédiaire entre la croûte et le noyau.
Noyau : partie centrale du globe terrestre.
Plaque lithosphérique : unité structurale rigide, d’environ 100 km d’épaisseur, qui constitue
avec d’autres unités semblables l’enveloppe externe de la Terre.
Subduction : phénomène par lequel une plaque plonge sous une autre.
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INTRODUCTION
La terre n’est pas un bloc de pierres uniforme. Elle est plutôt constituée de plusieurs couches
qui se superposent les unes sur les autres. D’épaisseur et de densité variable, ces couches sont
composées de matériaux différents et ont des propriétés tout aussi différentes.
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 zones de transition appelées discontinuités, comme
la Discontinuité de Mohorovic, celle de Gutenberg, nommée d'après le sismologue Beno
Gutenberg, ou bien celle de Lehmann.
A- LES DIFFERENTES COUCHES DE LA TERRE
On distingue alors trois couches principales, qui peuvent se subdiviser à leur tour : l’écorce
terrestre, le manteau et le noyau.
Plus en détail, la coupe de la structure interne donne le schéma suivant :
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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
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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 adiabatique, 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 5000 °C et une
densité d’environ 13.
(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) 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
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(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).
1- L’écorce terrestre
La couche externe est appelée la croûte terrestre ou l’écorce terrestre. On distingue deux types
de croûtes terrestres, la croûte continentale et la croûte océanique. La croûte continentale (30100 kilomètres) est plus épaisse que la croûte océanique (5-15 kilomètres), bien qu’elle soit
moins dense. La croûte continentale est plus mince sous les plaines (30-40 kilomètres), mais
beaucoup plus épaisse sous les montagnes (50-100 kilomètres). Au total, elle n’occupe que
2% du volume de la terre. L’écorce terrestre est divisée en plusieurs plaques.
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 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). 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.
On distingue la croûte continentale (30 % de la surface terrestre) de la croûte océanique (70 %
de la surface terrestre) :
La croûte continentale forme essentiellement les continents. Certaines parties peuvent
toutefois se trouver immergées sous des mers ou des océans, comme par exemple la plateforme continentale. La croûte continentale est épaisse de 15 à 80 km, avec une moyenne de 30
km. Elle a une composition moyenne de roche granitique à dioritique (dite intermédiaire), de
densité 2,7 à 2,8. La majeure partie est probablement constituée de gneiss. La base de la
croûte présente des placages de Gabbro, issus de la fusion partielle et ancienne du manteau
supérieur.
La croûte océanique forme essentiellement le fond des océans. Elle est beaucoup plus
fine (5 à 7 km en général). Formée de roches basaltiques et degabbro, elle est aussi plus dense
(3g/cm³).
On pensait que la croûte terrestre était essentiellement granitique, et on la nommait
donc "sial" (silicium-aluminium), par opposition au manteau que l'on nommait "sima"
(silicium-magnésium). Maintenant, on sait que la croûte de la Terre n'a pas de composition
homogène puisque la croûte océanique est originellement différente de la croûte continentale,
et ces appellations sont obsolètes.
Il faut également savoir que les plus anciennes roches trouvées provenant de la croûte
continentale datent de 4,031 milliards d'années (Acasta Gneiss) et peut-être 4,280 milliards
d'années (Nuvvuagittuq greenstone belt). Parallèlement, les plus anciennes provenant de la
croûte océanique datent de 220 millions d'années.
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épaisseur
âge (MA)
composition
moyenne
croûte océanique
7 à 12
< 200
basaltique
croûte continentale
30 à 70
3 800 maxi
granitique
Structure de la croûte océanique :
D'après les enregistrements sismiques ainsi que les forages, on a pu mettre en évidence trois
couches majeures composant la croûte océanique :



la couche 1 : constituée de sédiments. Son épaisseur varie fortement, selon le type
de relief sous-marin (quasi-absente au niveau des dorsales, mais pouvant atteindre
plusieurs milliers de mètres sur les bordures continentales);
la couche 2 : formée de basaltes (épaisseur moyenne : 1,5 km);
la couche 3 : la moins bien connue, étant donné que, pour le moment, aucun forage
n'a pu atteindre ce niveau. On suppose que son épaisseur avoisine les 5 km et qu'elle
est composée de gabbros (roches basaltiques cristallisées). En dessous, les péridotites
(composant le manteau) annoncent la limite inférieure de la croûte océanique.
Structure de la croûte continentale :
Cette croûte est, de loin, beaucoup moins homogène que la précédente. Cela est dû aux effets
de soulèvement, d'érosion, d'inversion parfois, des couches la composant. Cependant, on peut
observer ici encore trois niveaux :

la croûte superficielle : d'épaisseur variable (jusqu'à plusieurs milliers de mètres
dans les grands bassins sédimentaires), elle se compose de roches sédimentaires et/ou
de roches volcaniques. Parfois, l'érosion a entièrement fait disparaître cette couche;
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

la croûte supérieure : constituée de roches métamorphiques et magmatiques. On
peut parfois observer l'affleurement de cette couche, provoqué par l'érosion. C'est
notamment le cas des massifs anciens (Massif Central, par exemple).
la croûte inférieure : du fait de sa profondeur (15 km), c'est la couche la plus mal
connue. Elle est composée de roches métamorphiques.
2- Le manteau
Directement sous la croûte terrestre se situe le manteau. La température du manteau est
beaucoup plus élevée (1 000 °C) et la matière est beaucoup plus dense. Il est constitué de
roches solides, les péridotites
Le manteau supérieur se trouve juste sous l’écorce terrestre. Celui-ci peut aussi se diviser en
deux couches. La couche rigide, où les matériaux sont solides, mesure 70 kilomètres
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d’épaisseur sous la croûte océanique et 150 kilomètres sous les continents. La croûte terrestre
et la couche rigide du manteau supérieur forment ensemble la lithosphère.
La couche plastique quant à elle est formée de matière en fusion et mesure 700 kilomètres
d’épaisseur. C’est cette couche plastique que l’on appelle l’asthénosphère.
Le manteau inférieur occupe alors environ 2 185 kilomètres mètres d’épaisseur, entre le
770e et le 2 885 e kilomètres. Cette couche se distingue de la précédente par sa densité puisque
les matériaux qui la composent sont solides.
La température, et la pression, augmentent avec la profondeur. Le gradient géothermique est
d'environ 3° tous les 100 m. La limite entre la lithosphère et le reste du manteau est une zone
de température constante d'environ 1300°. A cette température il y a un début de fusion des
roches. C'est donc une zone moins rigide qui permet le déplacement de la lithosphère sous
l'effet des mouvements de convection du manteau.
Ainsi la limite entre croûte et manteau est une limite d'origine chimique tandis que la limite
entre lithosphère et asthénosphère est d'origine thermique.
L’étude du manteau est difficile parce qu’il n’est pas possible de l’étudier directement. Il faut
alors utiliser des outils qui permettent de calculer les mouvements et les déplacements dans le
manteau pour obtenir des informations. C’est pourquoi ces informations obtenues sont
fragmentaires. Plusieurs équipes ont vainement tenté de forer le sol pour atteindre le manteau.
Toutefois, la profondeur maximale qui a été atteinte a été de 17 kilomètres.
Le manteau a une densité plus élevée que celle de l’écorce terrestre, mais plus faible que celle
du noyau. C’est pourquoi le manteau constitue 80% du volume de la terre, mais qu’il ne
représente que 65% de la masse.
Les matériaux radioactifs du manteau supérieur sont à l'origine de mouvements de convection
dans ce manteau, en raison de la chaleur émise par leur désintégration. Ces mouvements de
convection provoquent le déplacement de la lithosphère qui se déchire en plaques. Ils sont à
l'origine de la dérive des continents.
Le manteau est généralement solide, il ne devient liquide que dans certaines conditions. C’est
lorsque le manteau devient liquide qu’il porte le nom de magma. Le manteau va surtout se
liquéfier près des frontières entre les plaques, au niveau des crêtes médio-océaniques ou
encore à certains points chauds où le magma liquide va s’introduire dans l’écorce terrestre
pour former des volcans.
Le manteau, en géologie, est une couche intermédiaire entre le noyau planétaire et la croûte de
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la terre, d'une planète tellurique ou d'un corps rocheux suffisamment important pour avoir
subi une différenciation planétaire.
Le manteau terrestre représente un peu plus de 80 % du volume de la Terre et environ 65 %
de sa masse. Il est séparé de la croûte par la discontinuité de Mohorovicic (terme
fréquemment abrégé en moho), et du noyau par celle de Gutenberg. Ces discontinuités
marquent un contraste de densité entre les couches qu'elles séparent et portent chacune le nom
du sismologue qui les a découvertes.
On distingue (en géochimie) un manteau supérieur, source des MORB (pour Mid-Ocean
Ridge Basalts, les basaltes de dorsale) et un manteau inférieur source des OIB (Ocean Island
Basalts, issus de points chauds tels Hawaii ou La Réunion).
D'un point de vue minéralogique, la transition manteau supérieur vers manteau inférieur est
marquée par la transition de phase Olivine structure spinelle (Ringwoodite) en Perowskite +
Magnésowüstite et s'effectue à 670 km de profondeur (environ 25 gigapascals soit 250 000
atmosphères). Cette discontinuité est visible également par les ondes sismiques. Le manteau,
d'une épaisseur d'environ 2 885 km, s'étend jusqu'au noyau externe.
Le manteau supérieur est divisé en deux parties séparées par une zone dans laquelle les ondes
sismiques sont ralenties : la low velocity zone. La partie supérieure, du moho jusqu'à la LVZ
est appelée manteau lithosphérique (du fait de son comportement plus cassant). La partie
inférieure, dite manteau asthénosphérique, a un comportement ductile.
Composition
Le manteau est composé d'une seule roche, la péridotite. La roche du manteau est rarement
accessible en surface, elle a pu être étudiée au niveau des fonds océaniques sans croûte, dans
certains basaltes et dans des affleurements des chaînes de montagne. La péridotite est une
roche entièrement cristallisée, composée principalement d'olivines (Ol) et de pyroxènes.
Le manteau est constitué d'un agrégat de cristaux d'olivine, de pyroxènes et d'autres
composants basiques. Avec la profondeur, la pression et la température augmentent et les
minéraux évoluent au cours de transitions de phases. Vers 400 km, l'olivine se transforme en
wadsleyite : c'est l'entrée de la zone de transition observée par les sismologues, du fait du saut
de vitesses sismiques. Vers 500 km, une nouvelle phase se met en place, la ringwoodite, mais
est difficilement observée. Ensuite, à 670 km, apparaît la pérovskite, qui est le constituant
majeur du manteau. Il existe aussi d'autres transitions, notamment pour les pyroxènes ou le
passage à la phase de très haute pression qu'est la post-pérovskite.
Les processus de déformations de ces minéraux sont encore mal connus, surtout à grande
profondeur. Cependant, il est raisonnablement admis que l'olivine se déforme suivant des
plans cristallins dans lequel des dislocations peuvent bouger[pas clair].
Convection dans le manteau
La Terre possède une chaleur importante du fait de la radioactivité et de la chaleur d'accrétion
initiale. Elle se refroidit en évacuant la chaleur à sa surface.
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Pour cela, on connait trois mécanismes : conduction thermique, convection, transfert radiatif.
Au niveau du manteau terrestre, la majeure partie du flux de chaleur est évacuée par la mise
en mouvement des roches. En effet, du fait de la production de chaleur liée aux
désintégrations radioactives et du flux provenant du noyau (faible), la matière devient plus
légère et la convection a lieu. Ces mouvements à l'état solide sont à l'origine des mouvements
des plaques lithosphériques et des points chauds.
La physique de ce phénomène est complexe. En effet, les propriétés physiques des matériaux
solides sont très différentes de celle de l'eau ou de l'air par exemple.
Fusion partielle et volcans
Le manteau terrestre est solide mais néanmoins visqueux (au sens physique du terme).
La partie du manteau supérieur faisant partie de la lithosphère est solide, le restant du manteau
supérieur est plastique. Le manteau inférieur est plus fortement visqueux.
La production de magma ne s'effectue qu'au niveau de zones de fusion partielle. Les
principales zones sont les zones d'accrétion (ou dorsales océaniques), les zones
de subduction et les points chauds. De petites zones du manteau supérieur, fondent
partiellement, et remontent dans des chenaux vers la surface pour donner naissance à
des volcans.
Les mouvements de convections, lents
courants de matières animant la partie
supérieure du manteau, sont dus à la
plasticité des roches proches de leur point de
fusion.
Le mouvement de l’asthénosphère et ses conséquences sur les plaques
La chaleur accumulée dans le manteau se déplace sous l’effet de la convection.
Les flèches indiquent les déplacements du manteau selon le déplacement de la chaleur
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Le mouvement du manteau cause les déplacements des plaques. Ces déplacements sont à
l’origine de plusieurs phénomènes géologiques et de la disposition actuelle des continents.
Parmi les phénomènes causés par la dynamique interne de la terre, on trouve les failles, les
séismes, les volcans et la formation de chaînes de montagnes.
Exemple du mouvement du manteau et des conséquences sur l’écorce terrestre
Les failles
Les failles sont en fait des endroits où la lithosphère s’est cassée sous l’effet des forces
exercées par le mouvement des plaques. Les failles vont généralement se créer à la limite des
plaques. Par après, les failles deviennent généralement une zone sismique puissante. Il peut y
avoir des failles dans les plaques sans qu’elles ne soient visibles du sol. Lorsque la faille
apparaît au sol, c’est que le lieu où l’énergie a été dégagée était près de la surface.
Il existe divers types de failles selon le type de force qui s’exerce à la limite des deux plaques.
On parle de faille normale lorsque l’un des blocs du sol s’affaisse vers le bas, sous les forces
d’une frontière divergente.
On parle aussi d’une faille inverse lorsque l’un des blocs est poussé vers le haut par les forces
de la frontière convergente.
Lorsque le mouvement est horizontal, on va alors parler d’une faille décrochante.
Le dernier type de faille est la faille oblique qui est une combinaison entre une faille
décrochante et une faille normale ou inverse.
La cassure de la plaque se fait lorsque les plaques reçoivent beaucoup d’énergie et que cette
énergie s’accumule à un point précis jusqu’au jour où l’énergie est libérée violemment
causant ainsi une cassure dans la plaque.
Les séismes
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L’origine des séismes est la tectonique des plaques. En effet, 90% des séismes surviennent
près des frontières des plaques.
Lien entre les lieux où surviennent les séismes et les frontières des plaques
Le séisme peut être aussi soudain que l’apparition d’une faille. Ceci s’explique de la même
manière. Le manteau bouge en profondeur mais le mouvement est bloqué en surface. Jusqu’au
jour où toute l’énergie accumulée se libère d’un coup : les plaques cèdent et il y a une rupture
sismique. C’est un tremblement de terre, ou un séisme.
Schéma d’un séisme
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L’endroit d’origine du séisme est l’endroit exact du point de rupture dans la plaque. On
appelle ce lieu le foyer. Il se situe généralement sous la surface.
Lorsque l’on observe un séisme de la surface de la terre, l’endroit où il sera le plus fort est
appelé l’épicentre. L’épicentre se situe à la surface de la terre, à la verticale du foyer.
Pour comparer les séismes qui surviennent, on a établi deux échelles. La première échelle
calcule la magnitude, c’est-à-dire la quantité d’énergie libérée. On fixe la magnitude d’un
séisme par rapport à l’échelle de Richter. Le maximum jamais observé sur l’échelle de Richter
est 9.
Il est également possible de déterminer l’intensité du séisme. L’intensité est fixée surtout en
fonction des dégâts causés par le séisme : écroulement des édifices, glissements de terrains,
inondations… L’intensité d’un séisme va varier d’un endroit à l’autre selon le type de terrain
(certains sols vont modifier la vibration, en l’augmentant ou en la diminuant) et selon la
distance par rapport à l’épicentre. Les zones en périphérie de l’épicentre vont ressentir un
séisme plus intense que les zones plus éloignées.
L’énergie du séisme se déploie comme des ondes sur le territoire
Les conséquences des séismes peuvent être désastreuses : morts, destruction, tsunamis…
Un exemple de l’impact du séisme sur le territoire
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Les volcans
Les volcans sont aussi l’un des phénomènes causés par l’activité interne de la terre puisque
c’est le magma en fusion qui, par la chaleur et la pression, force son chemin à travers le
manteau et l’écorce terrestre pour se retrouver à la surface lors d’une éruption volcanique.
Bien qu’il existe plusieurs types de volcan, l’évolution de tous les volcans se fait en trois
grandes périodes. La période de formation marque le moment où le volcan émerge à la
surface. La période de croissance est celle où le volcan continue sa croissance et où les
éruptions sont fréquentes. Finalement, la période de dégénérescence est celle où le volcan
n’entre plus en éruption aussi souvent et où l’érosion commence à abimer la montagne.
Malgré la violence de certaines éruptions volcaniques, les volcans les plus actifs ont toujours
une période de repos plus grande que leur période d’activité.
Une éruption est souvent précédée de signes avant-coureurs qui permettent d’avertir et
d’évacuer la population : grondements souterrains, secousses, fumée qui s’échappe, fissure
dans le terrain… L’éruption comme telle peut alors être marquée par des coulées de lave, des
explosions de lave, des colonnes de cendres et des coulées de blocs immenses.
Emplacement des principaux volcans sur la planète
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95% des volcans sur le globe se situent le long des frontières des plaques. Il existe plusieurs
types de volcans et d’éruption. Certains sont plus redoutables que d’autres. Le type de volcan
le plus commun est le stratovolcan. Celui-ci se caractérise par son pic et sa cheminée de
magma à l’intérieur.
3- Le noyau
Il s'agit de la couche la plus interne de notre globe. Il se compose de fer et de nickel. La
pression qui règne à ces profondeurs est gigantesque : 3 à 5 millions d'atmosphères ! Sa
température atteint environ 5 500 °C.
On distingue :


le noyau externe (de - 2 900 à - 5 100 km). L'état de la matière qui le compose est
fort vraisemblablement liquide;
le noyau interne, aussi appelé "graine" (de - 5 100 à - 6370 km de profondeur).
Compte tenu de la formidable pression qui règne à ce niveau, la matière est sans aucun
doute solide.
Toutes les couches internes de la terre sont en mouvement et dégagent de l’énergie qui a des
conséquences sur la surface du globe. Au cœur du noyau, le fer devient liquide et circule.
Cette circulation du fer crée des courants électriques qui participent à la création du champ
magnétique terrestre. Plusieurs explosions radioactives ont également lieu au cœur du noyau.
La désintégration des éléments radioactifs dans le noyau dégage alors une quantité énorme
d’énergie thermique. La chaleur se déplace alors, en créant des effets de convection qui se
répercutent dans toute la terre : création du champ magnétique, mouvements de convection
dans le manteau et mouvements des plaques de l’écorce terrestre.
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Le champ magnétique de la terre est une conséquence de l’activité du noyau interne
B- LES PROCEDES D’ETUDE DES PROFONDEURS DE LA TERRE
(voir aussi le fichier « la structure interne de la terre lithosphère »
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,
et 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.
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.
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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
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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.
CONCLUSION
Il est possible d’étudier de façon directe seulement les quelques premiers km de profondeur
de la Terre. Pour déterminer la structure interne de la Terre, les géologues ont donc eu recours
à des méthodes indirectes, tel que la sismologie (étude des séismes). 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. Leur constitution les diffère également :
les roches.