Quel est le nom de la couche externe de la Terre ?
croûte
La structure intérieure de la Terre est constituée de coquilles sphériques, comme un oignon. Ces couches peuvent être définies par leurs propriétés chimiques et rhéologiques. La Terre a une croûte externe solide silicatée, un manteau très visqueux, un noyau externe liquide beaucoup moins visqueux que le manteau et un noyau interne solide. La compréhension scientifique de la structure interne de la Terre repose sur des observations de topographie et de bathymétrie, des observations de roches en affleurement, des échantillons ramenés à la surface de plus grandes profondeurs par des volcans ou une activité volcanique, l'analyse des ondes sismiques qui traversent la Terre, des mesures des champs gravitationnels et magnétiques de la Terre et des expériences avec des solides cristallins à des pressions et des températures caractéristiques de l'intérieur profond de la Terre. La structure de la Terre peut être définie de deux manières : par des propriétés mécaniques telles que la rhéologie, ou chimiquement. Mécaniquement, il peut être divisé en lithosphère, asthénosphère, manteau mésosphérique, noyau externe et noyau interne. L'intérieur de la Terre est divisé en 5 couches importantes. Chimiquement, la Terre peut être divisée en croûte, manteau supérieur, manteau inférieur, noyau externe et noyau interne. Les couches géologiques de la Terre se trouvent aux profondeurs suivantes sous la surface : La croûte s'étend sur une profondeur de 5 à 70 km (~ 3 à 44 miles) et constitue la couche la plus externe. Les parties minces sont la croûte océanique, qui sous-tend les bassins océaniques (5 à 10 km) et sont composées de roches ignées denses (mafiques) de silicate de fer et de magnésium, comme le basalte. La croûte la plus épaisse est la croûte continentale, qui est moins dense et composée de roches (felsiques) de silicate de sodium, de potassium et d'aluminium, comme le granit. Les roches de la croûte se répartissent en deux grandes catégories : les sial et les sima (Suess, 1831-1914). On estime que sima commence environ 11 km en dessous de la discontinuité de Conrad (une discontinuité de second ordre). Le manteau supérieur et la croûte constituent la lithosphère. La limite croûte-manteau se produit sous la forme de deux événements physiquement différents. Premièrement, il existe une discontinuité dans la vitesse sismique, plus communément connue sous le nom de discontinuité de Mohorovičić ou Moho. On pense que la cause du Moho est un changement dans la composition des roches, passant de roches contenant du feldspath plagioclase (ci-dessus) à des roches ne contenant pas de feldspath (ci-dessous). Deuxièmement, dans la croûte océanique, il existe une discontinuité chimique entre les cumulats ultramafiques et les harzburgites tectonisés, qui a été observée dans les parties profondes de la croûte océanique qui ont été obductées sur la croûte continentale et préservées sous forme de séquences d'ophiolite. De nombreuses roches qui composent aujourd'hui la croûte terrestre se sont formées il y a moins de 100 millions (1) d'années ; cependant, les grains minéraux les plus anciens connus ont 4,4 milliards (4,4) d'années, ce qui indique que la Terre possède une croûte solide depuis au moins aussi longtemps. Le manteau terrestre s'étend jusqu'à 2 890 km de profondeur, ce qui en fait la couche la plus épaisse de la Terre. Le manteau est divisé en manteau supérieur et manteau inférieur. Les manteaux supérieur et inférieur sont séparés par la zone de transition. La partie la plus basse du manteau à côté de la limite noyau-manteau est connue sous le nom de couche D″ (D prime prime). La pression au bas du manteau est de ~140 GPa (1,4 Matm). Le manteau est composé de roches silicatées riches en fer et en magnésium par rapport à la croûte sus-jacente. Bien que solide, les températures élevées à l’intérieur du manteau rendent le matériau silicaté suffisamment ductile pour qu’il puisse s’écouler sur de très longues périodes. La convection du manteau s'exprime à la surface par les mouvements des plaques tectoniques. Comme il y a une pression intense et croissante à mesure que l'on s'enfonce plus profondément dans le manteau, la partie inférieure du manteau s'écoule moins facilement que la partie supérieure du manteau (les changements chimiques au sein du manteau peuvent également être importants). La viscosité du manteau varie entre 1 021 et 1 024 Pa·s, selon la profondeur. En comparaison, la viscosité de l'eau est d'environ 10−3 Pa.s et celle du brai est de 107 Pa.s. La source de chaleur qui alimente la tectonique des plaques est la chaleur primordiale laissée par la formation de la planète ainsi que la désintégration radioactive de l’uranium, du thorium et du potassium dans la croûte et le manteau terrestre. Aux premiers stades de la formation de la Terre, il y a environ quatre milliards et demi (4,5) d'années, la fonte aurait fait couler des substances plus denses vers le centre dans un processus appelé différenciation planétaire (voir aussi la catastrophe du fer), tandis que des matériaux moins denses auraient migré vers la croûte. Le noyau serait ainsi composé en grande partie de fer (80 %), de nickel et d'un ou plusieurs éléments légers, tandis que d'autres éléments denses, comme le plomb et l'uranium, soit sont trop rares pour être significatifs, soit ont tendance à se lier à des éléments plus légers. éléments et restent ainsi dans la croûte (voir matériaux felsiques). Certains ont avancé que le noyau interne pourrait avoir la forme d’un seul cristal de fer.
La structure intérieure de la Terre est constituée de coquilles sphériques, comme un oignon. Ces couches peuvent être définies par leurs propriétés chimiques et rhéologiques. La Terre a une croûte externe solide silicatée, un manteau très visqueux, un noyau externe liquide beaucoup moins visqueux que le manteau et un noyau interne solide. La compréhension scientifique de la structure interne de la Terre repose sur des observations de topographie et de bathymétrie, des observations de roches en affleurement, des échantillons ramenés à la surface de plus grandes profondeurs par des volcans ou une activité volcanique, l'analyse des ondes sismiques qui traversent la Terre, des mesures des champs gravitationnels et magnétiques de la Terre et des expériences avec des solides cristallins à des pressions et des températures caractéristiques de l'intérieur profond de la Terre.

Masse

La force exercée par la gravité terrestre peut être utilisée pour calculer sa masse. Les astronomes peuvent également calculer la masse de la Terre en observant le mouvement des satellites en orbite. La densité moyenne de la Terre peut être déterminée grâce à des expériences gravitométriques, qui impliquaient historiquement des pendules.

La masse de la Terre est d'environ .

Structure

La structure de la Terre peut être définie de deux manières : par des propriétés mécaniques telles que la rhéologie, ou chimiquement. Mécaniquement, il peut être divisé en lithosphère, asthénosphère, manteau mésosphérique, noyau externe et noyau interne. L'intérieur de la Terre est divisé en 5 couches importantes. Chimiquement, la Terre peut être divisée en croûte, manteau supérieur, manteau inférieur, noyau externe et noyau interne. Les couches géologiques de la Terre se trouvent aux profondeurs suivantes sous la surface :

La stratification de la Terre a été déduite indirectement en utilisant le temps de parcours des ondes sismiques réfractées et réfléchies créées par les tremblements de terre. Le noyau ne laisse pas passer les ondes de cisaillement, tandis que la vitesse de déplacement (vitesse sismique) est différente dans les autres couches. Les changements de vitesse sismique entre les différentes couches provoquent une réfraction en raison de la loi de Snell, comme la lumière se courbe lorsqu'elle traverse un prisme. De même, les réflexions sont provoquées par une forte augmentation de la vitesse sismique et sont similaires à la lumière réfléchie par un miroir.

Croûte

La croûte s'étend sur une profondeur de 5 à 70 km (~ 3 à 44 miles) et constitue la couche la plus externe. Les parties minces sont la croûte océanique, qui sous-tend les bassins océaniques (5 à 10 km) et sont composées de roches ignées denses (mafiques) de silicate de fer et de magnésium, comme le basalte. La croûte la plus épaisse est la croûte continentale, qui est moins dense et composée de roches (felsiques) de silicate de sodium, de potassium et d'aluminium, comme le granit. Les roches de la croûte se répartissent en deux grandes catégories : les sial et les sima (Suess, 1831-1914). On estime que sima commence environ 11 km en dessous de la discontinuité de Conrad (une discontinuité de second ordre). Le manteau supérieur et la croûte constituent la lithosphère. La limite croûte-manteau se produit sous la forme de deux événements physiquement différents. Premièrement, il existe une discontinuité dans la vitesse sismique, plus communément connue sous le nom de discontinuité de Mohorovičić ou Moho. On pense que la cause du Moho est un changement dans la composition des roches, passant de roches contenant du feldspath plagioclase (ci-dessus) à des roches ne contenant pas de feldspath (ci-dessous). Deuxièmement, dans la croûte océanique, il existe une discontinuité chimique entre les cumulats ultramafiques et les harzburgites tectonisés, qui a été observée dans les parties profondes de la croûte océanique qui ont été obductées sur la croûte continentale et préservées sous forme de séquences d'ophiolite.

De nombreuses roches qui composent aujourd'hui la croûte terrestre se sont formées il y a moins de 100 millions (1) d'années ; cependant, les grains minéraux les plus anciens connus ont 4,4 milliards (4,4) d'années, ce qui indique que la Terre possède une croûte solide depuis au moins aussi longtemps.

Manteau

Le manteau terrestre s'étend jusqu'à 2 890 km de profondeur, ce qui en fait la couche la plus épaisse de la Terre. Le manteau est divisé en manteau supérieur et manteau inférieur. Les manteaux supérieur et inférieur sont séparés par la zone de transition. La partie la plus basse du manteau à côté de la limite noyau-manteau est connue sous le nom de couche D″ (D prime prime). La pression au bas du manteau est de ~140 GPa (1,4 Matm). Le manteau est composé de roches silicatées riches en fer et en magnésium par rapport à la croûte sus-jacente. Bien que solide, les températures élevées à l’intérieur du manteau rendent le matériau silicaté suffisamment ductile pour qu’il puisse s’écouler sur de très longues périodes. La convection du manteau s'exprime à la surface par les mouvements des plaques tectoniques. Comme il y a une pression intense et croissante à mesure que l'on s'enfonce plus profondément dans le manteau, la partie inférieure du manteau s'écoule moins facilement que la partie supérieure du manteau (les changements chimiques au sein du manteau peuvent également être importants). La viscosité du manteau varie entre 1 021 et 1 024 Pa·s, selon la profondeur. En comparaison, la viscosité de l'eau est d'environ 10−3 Pa.s et celle du brai est de 107 Pa.s. La source de chaleur qui alimente la tectonique des plaques est la chaleur primordiale laissée par la formation de la planète ainsi que la désintégration radioactive de l’uranium, du thorium et du potassium dans la croûte et le manteau terrestre.

Cœur

La densité moyenne de la Terre est de 5 515 kg/m3. Étant donné que la densité moyenne des matériaux de surface n'est que d'environ 3 000 kg/m3, nous devons conclure qu'il existe des matériaux plus denses au sein du noyau terrestre. Les mesures sismiques montrent que le noyau est divisé en deux parties, un noyau interne « solide » d'un rayon d'environ 1 220 km et un noyau externe liquide s'étendant au-delà jusqu'à un rayon d'environ 3 400 km. Les densités sont comprises entre 9 900 et 12 200 kg/m3 dans le noyau externe et entre 12 600 et 13 000 kg/m3 dans le noyau interne.

Le noyau interne a été découvert en 1936 par Inge Lehmann et on pense généralement qu'il est composé principalement de fer et d'un peu de nickel. Ce n’est pas nécessairement un solide, mais comme il est capable de dévier les ondes sismiques, il doit se comporter d’une manière ou d’une autre comme un solide. Les preuves expérimentales ont parfois critiqué les modèles cristallins du noyau. D'autres études expérimentales montrent un écart sous haute pression : les études à l'enclume de diamant (statiques) à des pressions centrales donnent des températures de fusion qui sont environ 2 000 K inférieures à celles des études au laser à choc (dynamiques). Les études laser créent un plasma et les résultats suggèrent que les conditions contraignantes du noyau interne dépendront du fait que le noyau interne soit un solide ou un plasma ayant la densité d'un solide. Il s’agit d’un domaine de recherche actif.

Aux premiers stades de la formation de la Terre, il y a environ quatre milliards et demi (4,5) d'années, la fonte aurait fait couler des substances plus denses vers le centre dans un processus appelé différenciation planétaire (voir aussi la catastrophe du fer), tandis que des matériaux moins denses auraient migré vers la croûte. Le noyau serait ainsi composé en grande partie de fer (80 %), de nickel et d'un ou plusieurs éléments légers, tandis que d'autres éléments denses, comme le plomb et l'uranium, soit sont trop rares pour être significatifs, soit ont tendance à se lier à des éléments plus légers. éléments et restent ainsi dans la croûte (voir matériaux felsiques). Certains ont avancé que le noyau interne pourrait avoir la forme d’un seul cristal de fer.

Dans des conditions de laboratoire, un échantillon d'alliage fer-nickel a été soumis aux pressions de type noyau en le saisissant dans un étau entre 2 pointes de diamant (cellule à enclume en diamant), puis en chauffant à environ 4 000 K. L'échantillon a été observé avec des rayons X et soutenait fortement la théorie selon laquelle le noyau interne de la Terre était constitué de cristaux géants s'étendant du nord au sud.

Le noyau externe liquide entoure le noyau interne et serait composé de fer mélangé à du nickel et à des traces d’éléments plus légers.

Des spéculations récentes suggèrent que la partie la plus interne du noyau est enrichie en or, platine et autres éléments sidérophiles.

La matière qui compose la Terre est fondamentalement liée à la matière de certaines météorites chondrites et à la matière de la partie externe du Soleil. Il y a de bonnes raisons de croire que la Terre ressemble, pour l’essentiel, à une météorite chondrite. Dès 1940, des scientifiques, dont Francis Birch, ont construit la géophysique sur le principe que la Terre est comme les chondrites ordinaires, le type de météorite le plus couramment observé frappant la Terre, tout en ignorant totalement un autre type, quoique moins abondant, appelé chondrites à enstatite. La principale différence entre les deux types de météorites réside dans le fait que les chondrites à enstatite se sont formées dans des circonstances d'oxygène disponible extrêmement limité, ce qui a conduit à l'existence de certains éléments normalement oxyphiles, partiellement ou totalement, dans la partie d'alliage qui correspond au noyau de la Terre.

La théorie de la dynamo suggère que la convection dans le noyau externe, combinée à l'effet Coriolis, donne naissance au champ magnétique terrestre. Le noyau interne solide est trop chaud pour maintenir un champ magnétique permanent (voir température de Curie) mais agit probablement pour stabiliser le champ magnétique généré par le noyau externe liquide. L'intensité moyenne du champ magnétique dans le noyau externe de la Terre est estimée à 25 Gauss (2,5 mT), soit 50 fois plus forte que le champ magnétique à la surface.

Des preuves récentes suggèrent que le noyau interne de la Terre pourrait tourner légèrement plus vite que le reste de la planète ; cependant, des études plus récentes réalisées en 2011 ont révélé que cette hypothèse n'était pas concluante. Il reste des options pour le noyau, qui peut être de nature oscillatoire ou un système chaotique. En août 2005, une équipe de géophysiciens a annoncé dans la revue Science que, selon leurs estimations, le noyau interne de la Terre tourne d'environ 0,3 à 0,5 degrés par an plus rapidement que la rotation de la surface.

L'explication scientifique actuelle du gradient de température de la Terre est une combinaison de chaleur résiduelle de la formation initiale de la planète, de la désintégration des éléments radioactifs et du gel du noyau interne.

Développement historique de conceptions alternatives

En 1692, Edmond Halley (dans un article publié dans Philosophical Transactions of Royal Society of London) a avancé l'idée d'une Terre constituée d'une coquille creuse d'environ 500 milles d'épaisseur, avec deux coquilles intérieures concentriques autour d'un noyau le plus interne, correspondant aux diamètres de la Terre. planètes Vénus, Mars et Mercure respectivement. La construction de Halley était une méthode permettant de rendre compte des valeurs (défectueuses) de la densité relative de la Terre et de la Lune données par Sir Isaac Newton, dans Principia (1687). "Sir Isaac Newton a démontré que la Lune était plus solide que notre Terre, entre 9h et 17h", a fait remarquer Halley ; "Pourquoi ne pouvons-nous pas alors supposer que les quatre neuvièmes de notre globe sont des cavités ?"