Structure du globe

Les altitudes terrestres ne se répartissent pas uniformément. Leur distribution présente deux grands ensembles : les surfaces continentales et les fonds océaniques. Cette répartition bimodale correspond à des différences géologiques, notamment de composition et d’épaisseur des croûtes. Un continent n’est pas simplement une portion de croûte océanique émergée, et une plaque lithosphérique peut porter à la fois un domaine continental et un domaine océanique.

La croûte océanique comprend principalement des basaltes et des gabbros, souvent recouverts de sédiments. Ces deux roches magmatiques possèdent des compositions proches mais des textures différentes. Le basalte présente de très petits cristaux et parfois du verre, associés à un refroidissement rapide. Le gabbro est entièrement cristallisé avec des cristaux visibles, liés à un refroidissement plus lent en profondeur.

La croûte continentale est hétérogène : elle comporte des roches magmatiques, métamorphiques et sédimentaires. Le granite est une roche représentative de sa composition moyenne ; cela ne signifie pas que tout continent est fait exclusivement de granite. Il contient notamment quartz, feldspaths et micas. Le manteau supérieur est principalement constitué de péridotites, riches en minéraux tels que l’olivine et les pyroxènes.

Un séisme correspond à une libération brutale d’énergie lors de la rupture de roches soumises à des contraintes. Des ondes se propagent à partir de la région de rupture. Les stations enregistrent leurs arrivées. Les ondes P sont des ondes de compression ; les ondes S impliquent un cisaillement. Les ondes S ne se propagent pas dans un liquide, tandis que les ondes P peuvent traverser solides et liquides.

La vitesse des ondes dépend des propriétés des matériaux, notamment de leur composition et de leur comportement mécanique. À une interface, une onde peut être réfléchie ou réfractée. La réfraction modifie la direction de propagation lorsque la vitesse change. Un trajet sismique n’est donc pas nécessairement une ligne droite reliant le foyer à la station.

Les discontinuités sismiques sont repérées par des changements de vitesse ou de trajectoire. Le Moho sépare la croûte du manteau. Plus profondément, les observations permettent de distinguer manteau et noyau, puis noyau externe et noyau interne. Les zones d’ombre correspondent à des régions où certaines ondes directes ne sont pas reçues pour une géométrie donnée. Elles renseignent sur la réfraction et l’état des enveloppes, pas sur un trou vide dans la Terre.

L’absence de propagation des ondes S à travers le noyau externe, associée au comportement des ondes P, contribue à montrer que cette enveloppe est liquide. Le noyau interne est solide. Le manteau est essentiellement solide, même s’il se déforme lentement. Le modèle PREM décrit un profil de référence de propriétés internes, dont les vitesses sismiques, en fonction de la profondeur. C’est un modèle construit à partir de données, non une observation directe de chaque couche.

Le découpage croûte–manteau–noyau s’appuie notamment sur la composition et les discontinuités. Le découpage lithosphère–asthénosphère s’appuie sur le comportement mécanique et thermique. La lithosphère associe la croûte et une partie du manteau supérieur : elle est relativement rigide. L’asthénosphère, située sous elle, appartient au manteau et se déforme plus facilement sur de longues durées.

Il est donc faux d’assimiler la lithosphère à la seule croûte ou l’asthénosphère à un océan de magma. Une roche solide peut se déformer très lentement sans devenir liquide. La réponse dépend de la température, de la pression et de la durée de la sollicitation. Les séismes révèlent des zones où les roches rompent ; les mouvements lents du manteau relèvent d’un autre comportement.

L’épaisseur de la lithosphère varie. La lithosphère océanique s’épaissit en refroidissant avec l’âge, et la lithosphère continentale présente également des variations selon son histoire. Il n’existe donc pas une limite unique identique partout. Les profils sismiques et les données thermiques permettent de construire une représentation adaptée à chaque contexte.

La température augmente globalement avec la profondeur, mais sa pente n’est pas constante. Le gradient géothermique est la variation de température par unité de profondeur. Dans un forage, il se calcule à partir de mesures locales. Le flux thermique, lui, mesure une énergie transférée par unité de surface et de temps. Gradient et flux sont liés aux propriétés du milieu mais ne sont pas la même grandeur.

La conduction transfère de la chaleur sans déplacement macroscopique de matière. La convection associe un transport de chaleur à des déplacements de matière. Dans le manteau, ces déplacements sont extrêmement lents à l’échelle humaine, mais efficaces sur les durées géologiques. Une convection dans un solide déformable est possible : le mot convection n’impose pas un manteau entièrement liquide.

La tomographie sismique compare les vitesses observées à un modèle de référence. Des anomalies relativement rapides sont souvent interprétées comme des régions plus froides ; des anomalies lentes peuvent correspondre à des régions plus chaudes. L’interprétation dépend aussi d’autres paramètres. Les cartes représentent des écarts souvent modestes à la référence, pas des températures directement mesurées.

La mobilité des plaques s’appuie sur cette structure. Pour t’entraîner, utilise les activités de lecture de profils et de calculs de la rubrique S’entraîner.