3 - La Terre inaccessible.
Parmi toutes les anticipations de Jules Verne, la seule qui ne soit pas encore réalisée est le voyage au centre de la Terre. A la fin du XXe siècle, c'est encore un exploit rarissime de dépasser par forage une profondeur de 10 km dans la croûte terrestre. Il faut donc utiliser des moyens indirects pour découvrir la strucutre interne de notre planète.
a. Masse et densité de la Terre.
Pour déterminer la masse de la Terre, on utilise le champ gravitationnel qu’elle produit. Pour cela on utilise deux méthodes différentes :
- La loi d’attraction universelle :
où m 1 et m 2 sont deux masses, d la distance séparant les deux masses et G la constante gravitationnelle égale à 6,67.10 -11 N.kg -2.m² ;
- La période de rotation d’un satellite artificiel autour de la Terre.
La valeur trouvée pour la masse de la Terre est donc de 5,96.10 24 kg. La densité des roches de la surface varient entre 2,5 et 3,3 (valeur moyenne 2,67).
b. La répartition des masses dans les enveloppes superficielles de la Terre.
Le champ de pesanteur a permis de définir le géoïde ; l’intensité de la pesanteur permet d’étudier la répartition des masses dans les enveloppes internes de la Terre. Si la répartition des masses était homogène, la forme de la Terre serait celle d’un ellipsoïde de révolution et les valeurs de la pesanteur dépendraient uniquement de la latitude. La surface de la Terre n’étant pas régulière, il faut effectuer des corrections pour tenir compte de l’altitude, de la topographie des corrections réalisées, on constate l’existence d’anomalies. La Terre a donc une structure telle que les valeurs réelles sont plus faibles que celles prévues dans les régions montagneuses et plus fortes dans les océans. Pour expliquer cette « compensation », il faut admettre que les racines des chaînes de montagnes sont constituées de matériaux peu denses sur une grande épaisseur alors que sous les océans la zone à faible densité est beaucoup plus mince. Cet état d’équilibre de type hydrostatique qui est réalisé à une profondeur variable de la Terre, dite profondeur de compensation, est l’isostasie.
Des anomalies d’échelles régionales sont maintenant bien comprises car elles peuvent être mises en parallèle avec des structures liées à la tectonique des plaques. Ainsi les zones de subduction sont marquées par des anomalies négatives. Cette variation ne s’explique que si on l’associe à l’enfoncement des plaques. Enfin d’autres anomalies, qui ne montrent aucune corrélation avec la distribution des continents et des bassins océaniques, sont plus difficiles à interpréter. Elles seraient d’origine mantellique et pourraient correspondre aux grands courants de convection du manteau.
c. L'échographie sismique de la Terre.
L’étude de la vitesse de propagation des ondes générées par les séismes est la source de renseignements la plus utilisée pour la compréhension de la structure interne du globe. On sait que les séismes émettent différent types d’ondes (P, S, Love et Rayleigh). Sur un sismogramme, on observe l’arrivée successive de trains d’ondes qui sont propagées à différentes vitesses et/ou par des voies différentes dans le globe.
L’étude des variations de vitesse des ondes P et S a montré qu’il existe à l’intérieur du globe plusieurs « discontinuités » où sur quelques hectomètres ou kilomètres d’épaisseur, la vitesse des ondes varie rapidement. Les principales discontinuités sont situées à des profondeurs moyennes de 30 km (Moho ou discontinuités de Mohorovicic), de 2900 km (discontinuités de Gutenberg), et de 5100 km (discontinuités de Lehmann). Ces zones définissent quatre « géosphères » emboîtées : la croûte, le manteau et le noyau. Celui-ci se divise en deux, une partie externe liquide (absence d’onde S) et une partie interne solide à partir de 5100 km (réapparition des ondes S). Dans le détail, l’étude des ondes de surface ou de volumes montre de nombreuses variations, témoignages des hétérogénéités latérales et verticales. Ces mêmes ondes révèlent dans le manteau supérieur, entre 100 et 200 km de profondeur, la présence d’une zone à faible vitesse ou LVZ. La décroissance momentanée de la vitesse des ondes P dans cette zone correspond à une rigidité beaucoup plus faible de cette enveloppe. La zone à faible vitesse représente la partie supérieure de ce qui a reçu le nom de l’asthénosphère.
La reconnaissance de séismes profonds et la localisation de leur foyer a permis à Wadati puis à Bénioff de mettre en évidence des surfaces inclinées sur lesquelles se localisent les foyers des séismes qui ne dépassent rarement 700 km (limite manteau supérieur – manteau inférieur).
Les apports de la tomographie sismique sont très importants pour mieux comprendre les phénomènes de convection thermique dans le manteau et de résoudre l’interrogation concernant l’alimentation en profondeur des dorsales océanique ou les zones de disparition des plaques qui subductent. A l’heure actuelle on note par cette méthode que les zones les plus chaudes sont sous les dorsales, au moins dans les 300 premiers kilomètres et que les parties les plus froides sont en relation avec les continents ou les zones de subduction. Les informations sont plus difficiles à interpréter pour des profondeurs plus importantes.
A la frontière entre le manteau et le noyau externe on a découvert des anomalies dans la croissance de la vitesse des ondes sismiques. Ce phénomène a conduit à distinguer une zone épaisse de 200 à 400 km qui a été baptisée D’’. Cette couche résulterait peut-être des matériaux du noyau liquide et du manteau inférieur solide. Elle s’est révélée très hétérogène et d’épaisseur variable.
Ainsi, grâce à la sismologie, la structure interne de la Terre est devenue familière avec ces différentes sphères emboîtées. Le modèle PREM (Preliminary Reference Earth Model) est le modèle sismologique le plus récent. Le noyau est probablement constitué d’un mélange de fer et de nickel et d’éléments plus légers tels le soufre, l’hydrogène et l’oxygène. Sa partie externe liquide est à l’origine de la géosphère.
d. Le champ magnétique.
La Terre possède comme la plupart des planètes du Système Solaire, sauf Vénus, un champ magnétique. Ce champ est très semblable à celui que produirait un barreau aimanté, un dipôle magnétique, situe au centre de la Terre et dont l’axe ferait un angle de 11,5° avec l’axe de rotation de la planète. Le champ magnétique peut varier rapidement dans le temps. Ces changements sont dus essentiellement à la variation du champ non dipolaire externe (orages magnétiques) ou interne (variation séculaire du champ).
Le champ magnétique terrestre s’étend sur une distance de plusieurs rayons terrestres dans l’espace, la magnétosphère. Le vent solaire constitué par les protons et les électrons émis par le Soleil, perturbe sa géométrie, le compressant du coté solaire (10 rayons terrestres) et l’étirant du coté opposé (60 rayons terrestres). Ce champ piège un certain nombre de particule de haute énergie protégeant ainsi la biosphère de leur impact.
A l’heure actuelle le champ magnétique décroît. Il a perdu 50 % de son intensité en 2000 ans environ et pourrait s’annuler en quelques milliers d’années, voire même s’inverser. Depuis les années 50, on étudie les variations passées du champ magnétique : le paléomagnétisme, ce qui a permis de constater que ces inversions s’étaient répétées de nombreuses fois au cours du temps. Si l’on compare la Terre à un aimant, les changements rapides d’intensité et de sens du champ magnétique ne peuvent s’expliquer que si celui-ci prend naissance dans un liquide. En tenant compte de la structure de la Terre, de la richesse du noyau en fer déduit de sa densité et des mouvements probables sous l’effet de la rotation terrestre des couches fluides et conductrices du noyau externe, on suppose que l’effet produisant le champ magnétique terrestre est similaire à un effet dit de dynamo auto entretenue. On sait en effet que le mouvement de corps conducteurs dans un champ magnétique donne naissance à des courants électriques (effet dynamo) et que ces courants électriques produisent dans les conducteurs des champs magnétiques.
e. La chaleur interne.
La température augmente avec la profondeur : les travaux souterrains en fournissent une série de preuves. Cette variation de température avec la profondeur (ou gradient géothermique) est voisin de 30°C par kilomètre près de la surface. Mais ce gradient diminue en profondeur et on prend en général un gradient de 20°C par kilomètre dans la croûte continental, ce qui donne une température voisine de 700°C à 35 km de profondeur. Dans le manteau supérieur le gradient retenu est de 10°C par kilomètre ce qui entraîne une température d’environ 1400°C à 100 km de profondeur. Le gradient moyen continu à décroître ensuite. Les variations des vitesses sismiques vers 400 km et 650 km suggèrent un changement de phase qui pourrait correspondre d’après les études en laboratoire à une température de 1500°C pour la zone des 400 km. Des calculs théoriques suggèrent une valeur de 1900°C pour la deuxième discontinuité. Le noyau externe liquide devrait avoir une température supérieure à 3900°C s’il s’agissait de fer pur, mais comme certains géophysiciens supposent qu’il contient des corps plus légers, en particulier du soufre, sa température de fusion peut être plus basse. Quant au noyau interne sa température est probablement de l’ordre de 4000°C. Toutefois les pressions énormes qui règnent à de telles profondeurs rendent les estimations très imprécises.
L’énergie interne que traduisent ces températures provient de deux sources principales : l’énergie initiale et l’énergie dégagée par la désintégration des corps radioactifs. La première source a été emmagasinée lors de la formation de la planète par collision de petits corps et par transformation de l’énergie cinétique en énergie thermique. Au début de l’histoire de la planète, la différenciation en croûte, manteau et noyau s’est traduite également par un très important dégagement d’énergie gravitationnelle accompagnée d’énergie de compaction. Les isotopes radioactifs de longues périodes, seconde source énergétique, ont fourni et fournissent encore d’importantes quantités de chaleur qui alimentent par conduction et convection le flux géothermique à la surface de la planète.
Le flux géothermique, égal au produit du gradient géothermique par la conductivité thermique, est de 1,4 µcal.cm -2.s -1 en moyenne à la surface compte tenu de la constitution isotopique moyenne des granites et des basaltes de la croûte terrestre et en prenant une épaisseur de croûte continentale égale à 35 km, on peut calculer que près des deux tiers du flux géothermique proviennent des minéraux radioactifs de cette croûte par conduction. En conséquence les zones plus profondes interviendraient pour un tiers seulement dans le flux géothermique sur les continents. Par contre, la croûte océanique, par suite de sa faible épaisseur, ne contribue que très peu au flux de chaleur. C’est alors le manteau qui alimente principalement par convection le flux géothermique.
f. Les informations fournies par les météorites, les astéroïdes et les comètes.
Les datations réalisées sur les météorites montrent qu’elles se sont toutes formées entre 4,55 et 4,5 milliard d’années. Il s’agit des plus vieilles roches que l’on puisse dater et donc elles sont à la fois de précieux témoins de l’histoire primitive du Système Solaire et des échantillons des matériaux primitifs à partir desquels les planètes telluriques se sont formées.
On interprète généralement les divers messagers de l’Univers représentés par ces météorites, de la façon suivante :
- Les chondrites, qui représentent 90 % de l’ensemble, seraient les témoins du matériel non différenciée qui s’est initialement aggloméré pour constituer la Terre avant de subir une différenciation en manteau silicaté et noyau de fer et de nickel. Elles proviendraient de la fragmentation de corps planétaires non différenciés.
- Les achondrites, sidérites et sidérolites seraient aussi issues de la fragmentation de corps planétaires, mais suffisamment volumineux pour que l’énergie interne produite par ces corps, ait provoqué fusion et différenciation de la masse primitive en manteau et noyau.
Quand aux comètes, constituées d’agrégats de glaces, de gaz gelés, de poussières, de composés moléculaires et d’agglomérats de grains solides, elles sont considérées comme les vestiges non évolués de la condensation de la nébuleuse primitive qui a donné naissance au Système Solaire. Quand une comète s’approche du Soleil, une partie des glaces du noyau se vaporise, des gaz et des poussières participent à la formation d’une queue de plusieurs millions de kilomètres de longueur, qui se développe dans la direction opposée au Soleil.
Les astéroïdes, petits corps en orbite autour du Soleil entre Mars et Jupiter, ne proviennent pas de fragmentation d’une planète unique, mais de différents types de petits corps planétaires pas ou peu différenciés. Ils fournissent donc des informations sur le Système Solaire primitif. Ils apparaissent comme très variés tant en ce qui concerne leur taille que leur forme ou leur composition chimique. Les orbites de plus de 4000 d’entre eux sont maintenant connues. Plusieurs milliers d’autres ont été détectés et l’on constate régulièrement que les orbites de certains d’entre eux recoupent l’orbite de notre planète.