La structure de la Terre

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La Terre a un rayon de 6 400 km. Même les forages les plus profonds ne permettent de connaître la nature et la superposition des roches que sur 10 à 12 km. Comment connaît-on la structure interne du globe ? Quel est l'état de nos connaissances à ce jour ?
1. La vitesse de propagation des ondes sismiques
La structure profonde de la Terre est déterminée grâce à des méthodes indirectes basées sur l'étude de la propagation des ondes sismiques.
a) Les données expérimentales
• La vitesse de propagation des ondes sismiques à travers divers matériaux est étudiée en laboratoire. Ces vitesses sont de l'ordre du kilomètre par seconde (km.s−1).
• On constate que les ondes sismiques sont lentes dans les liquides (1,5 km.s−1 dans l'eau liquide) et plus rapides dans les solides. Leurs vitesses augmentent proportionnellement à la densité des roches : elle est de 6 km.s−1 dans le granite « léger », de 7 km.s−1 dans le basalte et de 8 km.s−1 dans la péridotite, tous deux « plus lourds ».
• Deux règles sont ainsi établies :
  • une variation brutale de vitesse de propagation des ondes sismiques correspond au passage d'une roche à une autre de composition différente ;
  • dans un milieu donné, un ralentissement de la vitesse des ondes sismiques est lié à une fusion partielle de la roche.
b) Ce que révèlent les ondes sismiques
• La Terre est formée d'enveloppes concentriques, grossièrement sphériques. Ces enveloppes diffèrent par la nature ou par l'état des roches qui les constituent.
• Les sismographes répartis à la surface de la Terre enregistrent de façon continue les secousses du sol. À partir du foyer d'un séisme (petit ou grand), les ondes sismiques se propagent dans toutes les directions, vers la surface mais aussi en profondeur. Le temps qu'elles mettent pour parvenir à différentes stations d'enregistrement permet de calculer leur vitesse de propagation à l'intérieur du globe.
2. Le « modèle actuel » de la structure de la Terre
Sur une profondeur inférieure à 200 km, deux variations différentes des vitesses de propagation des ondes sismiques révèlent deux discontinuités séparant donc trois types d'enveloppes. En remontant vers la surface, on trouve l'asthénosphère, puis le manteau et la croûte terrestre qui forment ensemble la lithosphère.
a) De l'asthénosphère à la lithosphère
• La discontinuité entre l'asthénosphère et la lithosphère provient d'un changement d'état et de comportement d'une roche, la péridotite, qui est composée de cristaux d'olivine et de pyroxènes.
• La lithosphère externe rigide, d'une épaisseur moyenne de 100 km, repose sur l'asthénosphère plus chaude et déformable, en fusion partielle, dans laquelle les ondes se déplacent plus lentement.
• La partie inférieure de la lithosphère et l'asthénosphère sont formées de la même roche, la péridotite. Cependant, la péridotite est solide au-dessous de 1 300°C alors qu'1 % de cette roche fond au-dessus de 1 300°C. La limite entre la lithosphère et l'asthénosphère correspond donc à la limite de température 1 300°C.
b) La structure verticale de la lithosphère
• La seconde discontinuité traverse la lithosphère et correspond à un changement de nature des roches.
• La partie superficielle de la lithosphère, solide et refroidie, forme la croûte terrestre. La croûte continentale est de composition essentiellement granitique alors que la croûte océanique est basaltique.
• Sous la croûte, la vitesse des ondes sismiques augmente brutalement, mettant en évidence une différence de composition des roches. C'est le manteau formé de péridotites. La zone de transition a été appelée la discontinuité de Mohorovicic (géophysicien yougoslave) ou MOHO.
c) Les variations horizontales de l'épaisseur de la lithosphère
• L'épaisseur de la lithosphère est variable car la croûte a une épaisseur de 30 km en moyenne sous les continents, de 50 à 60 km sous les chaînes de montagnes et de 8 à 10 km sous les océans.
• C'est sous les continents et plus particulièrement sous les chaînes de montagnes que l'épaisseur de la lithosphère est la plus importante. Les continents sont les parties les plus anciennes de la lithosphère et donc les plus refroidies. La limite de température 1 300°C ou limite lithosphère-asthénosphère y est située à plus de 100 km de profondeur.
• Sous les océans, le MOHO et la limite lithosphère-asthénosphère remontent et sont pratiquement confondus au niveau des dorsales océaniques. Un flux de chaleur provenant de l'intérieur du manteau fait monter lentement des péridotites plus chaudes et provoque la formation de magmas. À ce niveau, la limite de température de 1 300°C est très proche de la surface, et l'épaisseur de la lithosphère est réduite à celle de la croûte océanique.
• La lithosphère rigide est mobile sur l'asthénosphère car la fusion partielle de la péridotite au-delà de 1 300°C entraîne un changement de comportement de la roche. Mais la lithosphère est également découpée en parties de surface et d'épaisseur variables ; ce sont ces morceaux que l'on appelle les « plaques ».
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