La structure du globe terrestre

L'intérieur de la Terre est inaccessible à l'observation directe : le forage le plus profond jamais réalisé, à Kola (Russie), atteint à peine $12\mathrm{km}$, soit une infime fraction des $6371\mathrm{km}$ qui séparent la surface du centre. Pourtant, nous connaissons aujourd'hui la composition et l'organisation des enveloppes qui structurent la planète jusqu'au noyau. Cette connaissance est indirecte : elle repose principalement sur l'étude des ondes sismiques, ces vibrations engendrées par les séismes qui traversent le globe et dont la vitesse dépend des milieux rencontrés.

L'idée centrale de ce chapitre est là : on ne « voit » pas l'intérieur de la Terre, on le déduit. Chaque enveloppe, chaque limite invisible a d'abord été une anomalie dans un enregistrement de séisme, une vitesse d'onde qui change, une onde qui disparaît. La géologie interne est une science de l'indice, où le raisonnement supplée à l'observation directe — une démarche que l'on retrouvera dans toute l'étude de la dynamique du globe.

Ce chapitre pose les fondations géologiques de la Première. Nous étudierons d'abord le contraste fondamental entre les deux types de croûtes, continentale et océanique, dont les propriétés opposées (composition, densité, épaisseur, âge) commandent le relief de la planète. Nous verrons ensuite comment la sismologie, en révélant des discontinuités, découpe le globe en enveloppes concentriques. Nous distinguerons alors la lithosphère rigide de l'asthénosphère ductile — une distinction mécanique qui est la clé de la tectonique des plaques du chapitre suivant. Enfin, nous relierons cette structure au flux thermique interne et à l'équilibre isostatique des reliefs.

4.1 Le contraste entre les deux croûtes

La surface solide de la Terre, la croûte, n'est pas homogène. Elle se répartit en deux grands ensembles aux propriétés physiques et chimiques radicalement différentes : la croûte continentale, qui porte les continents, et la croûte océanique, qui tapisse le fond des océans.

4.1.1 Une composition contrastée

La croûte continentale est essentiellement constituée de roches felsiques, riches en silice ($\mathrm{SiO}{}_2$) et en éléments légers (aluminium, potassium, sodium). Sa roche emblématique est le granite, roche magmatique grenue formée en profondeur, claire, où l'on distingue à l'œil nu quartz, feldspaths et micas.

La croûte océanique, elle, est constituée de roches mafiques, plus pauvres en silice mais plus riches en fer et en magnésium, donc plus sombres et plus denses. On y trouve le basalte (roche microlithique refroidie rapidement au contact de l'eau) en surface, et le gabbro (même composition chimique, mais grenu car refroidi lentement en profondeur) en dessous.

4.1.2 Densité, épaisseur et âge

Cette différence de composition entraîne une différence de densité : la croûte continentale a une densité voisine de 2,7, tandis que la croûte océanique, plus riche en fer et magnésium, atteint 2,9. Cet écart, apparemment modeste, est déterminant : il explique pourquoi les continents « flottent » plus haut que les fonds océaniques.

L'épaisseur diffère elle aussi d'un ordre de grandeur : la croûte continentale mesure en moyenne $30\mathrm{km}$ d'épaisseur, et peut atteindre $70\mathrm{km}$ sous les grandes chaînes de montagnes (racine crustale de l'Himalaya). La croûte océanique n'excède guère $7\mathrm{km}$.

Enfin, l'âge oppose les deux croûtes de façon spectaculaire. La croûte continentale conserve des roches extrêmement anciennes : les plus vieilles connues (gneiss d'Acasta, Canada ; zircons de Jack Hills, Australie) approchent 4 milliards d'années (4 Ga), soit près de l'âge de la Terre elle-même (4,55 Ga). La croûte océanique, sans cesse créée puis recyclée, ne dépasse nulle part 200 millions d'années (200 Ma) : c'est un plancher géologiquement très jeune.

Cette opposition d'âge n'est pas fortuite : elle traduit deux histoires géologiques distinctes. La croûte océanique est fabriquée en continu au niveau des dorsales, puis détruite quelques dizaines de millions d'années plus tard en s'enfonçant dans le manteau (subduction). Elle se comporte comme un tapis roulant, jamais vieux. La croûte continentale, au contraire, trop légère pour s'enfoncer durablement, résiste au recyclage : elle s'accumule et conserve la mémoire des premiers âges de la planète. C'est pourquoi les archives géologiques les plus anciennes (fossiles, roches datées) se lisent exclusivement sur les continents.

4.1.3 Sous la croûte : un manteau de péridotite

Il faut se garder de confondre la croûte avec l'ensemble de la partie superficielle du globe. Sous le Moho, le manteau n'est pas fait de granite ni de basalte mais de péridotite, roche très dense (densité $\approx 3,3$) riche en olivine et en pyroxène, donc encore plus mafique que la croûte océanique. C'est cette péridotite, chaude et solide, qui constitue à la fois la base de la lithosphère et l'asthénosphère : la limite entre ces deux domaines, on le verra, ne correspond à aucun changement de roche.

4.2 Les enveloppes révélées par la sismologie

Comment savoir ce qui se cache sous la croûte, hors d'atteinte de tout forage ? La réponse tient dans l'exploitation des ondes sismiques.

4.2.1 Ondes P et ondes S

Un séisme libère de l'énergie qui se propage sous forme d'ondes de volume, de deux types :

• Les ondes P (Primaires) sont des ondes de compression : la matière est comprimée puis dilatée dans le sens de propagation, comme un ressort. Elles sont les plus rapides (elles arrivent les premières) et se propagent dans tous les milieux, solides comme liquides.
• Les ondes S (Secondaires) sont des ondes de cisaillement : la matière oscille perpendiculairement à la propagation. Elles sont plus lentes et, propriété essentielle, elles ne traversent pas les liquides — un liquide n'oppose aucune résistance au cisaillement.

À ces ondes de volume, qui plongent dans la Terre, s'ajoutent les ondes de surface, plus lentes encore, qui se propagent le long du sol et sont responsables de l'essentiel des dégâts en surface. Pour sonder l'intérieur du globe, ce sont toutefois les ondes P et S de volume qui importent, car ce sont elles qui traversent les enveloppes profondes. Dans la croûte, les ondes P se propagent typiquement à $5\text{ aˋ }6\mathrm{km}/\mathrm{s}$ ; dans le manteau supérieur, leur vitesse bondit au-delà de $8\mathrm{km}/\mathrm{s}$. C'est précisément ce saut qui a permis au sismologue Andrija Mohorovičić d'identifier, dès 1909, la limite qui porte aujourd'hui son nom.

4.2.2 Des discontinuités qui découpent le globe

En enregistrant, sur des stations réparties tout autour de la planète, l'heure d'arrivée des ondes P et S d'un même séisme, les sismologues reconstituent leur vitesse en fonction de la profondeur. Cette vitesse ne croît pas régulièrement : elle présente des sauts nets.

• Vers $7\text{ aˋ }70\mathrm{km}$ de profondeur, la vitesse des ondes P augmente brusquement de 6 à $8\mathrm{km}/\mathrm{s}$ : c'est le Moho, limite entre la croûte et le manteau.
• Vers $2900\mathrm{km}$, les ondes S disparaissent et les ondes P ralentissent fortement : c'est la limite manteau / noyau (discontinuité de Gutenberg). Le noyau externe est donc liquide.

Ces discontinuités structurent le globe en trois grandes enveloppes concentriques : la croûte (mince peau superficielle), le manteau (solide, épais de près de $2900\mathrm{km}$, le plus grand volume de la Terre) et le noyau (métallique, fer et nickel, partiellement liquide), lui-même divisé en noyau externe liquide et graine solide.

Une quatrième discontinuité, plus discrète, se situe vers $5150\mathrm{km}$ : les ondes P y accélèrent de nouveau, révélant que le cœur du noyau, la graine, est redevenu solide malgré une température voisine de $5000°\mathrm{C}$. C'est la pression colossale qui règne au centre de la Terre qui maintient le fer à l'état solide. Les mouvements du noyau externe liquide de fer, bon conducteur électrique, sont par ailleurs à l'origine du champ magnétique terrestre : la structure interne du globe se lit donc jusque dans la boussole du géologue.

Figure : Découpage chimique (croûte / manteau / noyau) et découpage mécanique (lithosphère / asthénosphère) du globe. Les deux découpages ne coïncident pas : la lithosphère englobe la croûte et la partie supérieure du manteau.

4.3 Lithosphère et asthénosphère : une distinction mécanique

Le découpage croûte / manteau / noyau repose sur la composition chimique. Mais la dynamique de la Terre exige un second découpage, fondé cette fois sur le comportement mécanique des roches — c'est-à-dire leur capacité à se déformer.

4.3.1 Une limite définie par le comportement, non la composition

Dans la partie supérieure du manteau, les sismologues observent, vers $100\text{ aˋ }200\mathrm{km}$ de profondeur, une zone de moindre vitesse (LVZ, Low Velocity Zone) : les ondes S y ralentissent légèrement. Cette baisse de vitesse traduit non pas un liquide (les ondes S passent toujours), mais un matériau proche de son point de fusion, plus chaud et ductile, capable de s'écouler très lentement.

Cette LVZ sépare deux domaines mécaniques au sein d'un même manteau chimiquement homogène :

• la lithosphère, rigide et cassante, qui regroupe la croûte et la partie tout à fait supérieure du manteau, sur environ $100\mathrm{km}$ d'épaisseur ;
• l'asthénosphère, ductile et déformable, manteau plus chaud sur lequel la lithosphère repose et peut « glisser ».

Il faut insister sur ce point, source classique de confusion : lithosphère et asthénosphère sont faites de la même péridotite. Ce qui les distingue n'est pas leur chimie mais leur température, donc leur rigidité. La lithosphère est la tranche superficielle assez froide pour rester rigide ; l'asthénosphère commence là où la péridotite, plus chaude, devient assez molle pour fluer. La limite lithosphère / asthénosphère est ainsi une isotherme (température d'environ $1300°\mathrm{C}$) et non une frontière de composition. C'est pourquoi une lithosphère océanique jeune et chaude est mince, tandis qu'une lithosphère ancienne, refroidie, s'épaissit avec le temps.

4.4 Flux thermique et isostasie

Deux phénomènes physiques achèvent de rendre compte de la structure et du comportement du globe : la chaleur qu'il dégage et l'équilibre des reliefs.

4.4.1 Une planète qui dégage de la chaleur

La Terre perd en permanence de l'énergie sous forme de chaleur : c'est le flux géothermique, en moyenne $60\mathrm{mW}/{\mathrm{m}}^2$ à la surface. Cette chaleur a deux origines : la désintégration des éléments radioactifs (uranium, thorium, potassium) contenus dans les roches, source majeure et durable, et la chaleur résiduelle accumulée lors de la formation de la planète. C'est cette chaleur interne qui maintient l'asthénosphère près de la fusion et qui, en s'évacuant, met le manteau en mouvement — moteur de la tectonique.

La température croît avec la profondeur selon le gradient géothermique, d'environ $30°\mathrm{C}$ par kilomètre dans la croûte. Ce gradient diminue fortement en profondeur : s'il restait constant, le centre serait à plusieurs dizaines de milliers de degrés, ce que dément la persistance d'un manteau solide. En réalité, l'essentiel du transfert de chaleur dans le manteau se fait par convection (déplacement de matière), plus efficace que la simple conduction, ce qui aplatit le profil de température en profondeur. Le centre de la Terre atteint tout de même près de $5000°\mathrm{C}$.

4.4.2 L'isostasie : l'équilibre des reliefs

Puisque la lithosphère rigide repose sur l'asthénosphère ductile, elle s'y enfonce comme un radeau flotte sur l'eau : c'est le principe d'isostasie. Une lithosphère plus épaisse ou moins dense s'enfonce plus, mais émerge aussi plus haut.

On peut raisonner comme avec un iceberg. Un bloc de croûte continentale (densité $\approx 2,7$) posé sur le manteau (densité $\approx 3,3$) émerge d'autant plus que sa colonne est épaisse ; en contrepartie, il s'enfonce d'une racine d'autant plus profonde. C'est la traduction directe de l'observation faite au XIX^e siècle : sous une chaîne de montagnes, la croûte n'est pas simplement empilée vers le haut, elle plonge aussi vers le bas. Les $70\mathrm{km}$ de croûte mesurés sous l'Himalaya sont la « racine » qui soutient, par flottaison, les sommets à plus de $8000\mathrm{m}$ d'altitude. Réciproquement, la croûte océanique, mince et dense, s'équilibre à un niveau bas : c'est la raison profonde pour laquelle les océans occupent des dépressions et les continents des reliefs positifs.

4.5 Bilan

L'étude indirecte du globe, fondée sur la sismologie, révèle une planète structurée en enveloppes concentriques. Deux découpages se superposent : un découpage chimique (croûte / manteau / noyau), séparé par le Moho et la discontinuité de Gutenberg, et un découpage mécanique (lithosphère rigide / asthénosphère ductile), révélé par la zone de moindre vitesse. À la surface, deux croûtes s'opposent terme à terme — continentale épaisse, légère, felsique, ancienne ; océanique mince, dense, mafique, jeune — et leur équilibre isostatique sur l'asthénosphère, alimenté par la chaleur interne, dessine le relief de la planète. Cette architecture, et surtout la distinction lithosphère / asthénosphère, constitue le fondement de la tectonique des plaques étudiée au chapitre suivant.