Structure du globe : croûtes, manteau, noyau

Contrastes entre continents et océans (altitudes, roches, densités), séismes et ondes sismiques, discontinuités et modèle PREM, lithosphère et asthénosphère, gradient et flux géothermiques, conduction et convection, tomographie sismique.

À propos de cette page

Ce cours de SVT de première spécialité sur la structure du globe suit six parties : les deux croûtes et la répartition des altitudes, les séismes et les ondes P et S, les discontinuités (Moho, Gutenberg, Lehmann) et le modèle PREM, la lithosphère et l’asthénosphère, la température interne avec le gradient, le flux, la conduction et la convection, puis la tomographie sismique. Quatre figures : altitudes, profil de vitesses, zone d’ombre, hodochrone.

Continents et océans : deux croûtes contrastées

Rappel. En 5^e, tu as appris l’ordre des enveloppes du globe — croûte, manteau, noyau externe liquide, noyau interne solide — et leurs profondeurs (« La tectonique des plaques »). En 1^re, on se demande comment on le sait, et ce que révèlent les roches, les ondes sismiques et la température.

Ce qu’il faut savoir Les altitudes de la surface terrestre ne se répartissent pas autour d’une seule valeur : elles forment deux pics, l’un pour les continents (altitude moyenne ≈ +840 m), l’autre pour les fonds océaniques (≈ −3 800 m). Cette distribution bimodale reflète un contraste géologique : il existe deux croûtes différentes par leurs roches, leur densité, leur épaisseur et leur âge. Toutes deux reposent sur le manteau, fait de péridotite (roche riche en olivine, densité ≈ 3,3).
— La croûte continentale est hétérogène en surface (roches magmatiques, sédimentaires, métamorphiques) ; en profondeur, ses roches les plus représentatives sont les granites (et des gneiss).
— La croûte océanique est faite de basalte en surface et de gabbro en profondeur, deux roches de même composition minérale.

	Croûte continentale	Croûte océanique
Épaisseur	≈ 30 km (jusqu’à 70 km sous les chaînes de montagnes)	6 à 7 km
Roches	granite, gneiss : quartz, feldspaths, micas	basalte en surface, gabbro en profondeur : pyroxènes, plagioclases
Densité	≈ 2,7	≈ 2,9 à 3,0
Âge maximal	≈ 4 milliards d’années	moins de 200 millions d’années

Figure 1 — Part de la surface terrestre par tranche d’altitude (en km, par rapport au niveau de la mer), d’après le modèle de relief ETOPO5 (valeurs arrondies).

Structure et refroidissement. Une roche magmatique refroidie lentement en profondeur a le temps de former de grands cristaux jointifs, tous visibles : sa structure est grenue (granite, gabbro). Refroidie vite en surface, au contact de l’eau ou de l’air, elle ne forme que des petits cristaux en bâtonnets, les microlites, dans du verre : sa structure est microlitique (basalte).

Observer les croûtes directement. La carte géologique du monde colore les fonds océaniques selon leur âge : aucun n’a plus de 200 millions d’années, alors que les continents portent des roches de plusieurs milliards d’années. Des forages en mer ont traversé les sédiments puis les basaltes du plancher. Sur la paroi de la faille Vema, une faille de l’océan Atlantique, le submersible français Nautile a observé et prélevé une coupe de la lithosphère océanique (Auzende et al., Nature, 1989) : sous les sédiments, des basaltes, puis des gabbros, puis des péridotites du manteau. Sur la carte géologique de la France au millionième (BRGM, 6^e édition, 2003), les granites et les roches métamorphiques affleurent dans les massifs anciens (Massif armoricain, Massif central, Vosges, Corse) ; ailleurs, dans les bassins (Bassin parisien, Bassin aquitain), des roches sédimentaires les recouvrent.

Mesurer une densité. On pèse l’échantillon (masse en g), on mesure son volume par le déplacement de l’eau dans une éprouvette (en mL, soit en cm³) : masse volumique = masse ÷ volume (g/cm³) ; la densité est le rapport à la masse volumique de l’eau (1 g/cm³) : elle s’écrit sans unité. Ainsi, une densité de 2,7 signifie 2,7 g/cm³, soit 2,7 t/m³.

Exemples

Lire la figure 1. Les deux barres les plus hautes sont « −6 à −4 km » (plaines abyssales) et « 0 à +2 km » (continents) ; entre les deux, la tranche de −2 à 0 km est bien plus faible : la surface terrestre n’est pas une pente régulière, mais deux niveaux.

Mesurer la densité d’un granite. Un échantillon de 108 g fait monter l’eau d’une éprouvette de 60 mL à 100 mL : volume = 40 cm³ ; 108 ÷ 40 = 2,7 g/cm³, soit une densité de 2,7, celle de la croûte continentale.

Réflexe — devant une roche, je relève sa structure (grenue ou microlitique), ses minéraux, sa densité et son âge, puis je la rattache à une croûte ou au manteau.

Attention — la limite entre continent et océan n’est pas le rivage : les plateaux continentaux, sous la mer, sont faits de croûte continentale. Et un basalte n’indique pas toujours une croûte océanique : des volcans en déposent aussi sur les continents (coulées du Massif central). On constate qu’une croûte épaisse et peu dense est plus haute ; le mécanisme qui l’explique (l’isostasie) n’est pas au programme de 1^re.

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Les séismes et les ondes sismiques

Rappel. En 5^e, tu as vu le foyer, l’épicentre et la propagation des ondes depuis le foyer (« Les séismes et les volcans ») ; en physique-chimie de 1^re, la célérité et le retard d’une onde (« Ondes mécaniques »). Ici, les ondes sismiques deviennent un outil pour sonder l’intérieur du globe.

Ce qu’il faut savoir Un séisme résulte de la libération brutale d’énergie lors de la rupture de roches soumises à des contraintes : les roches se déforment peu à peu, puis cassent le long d’une faille. L’énergie part du foyer sous forme d’ondes sismiques.
— Les ondes P (premières) sont des ondes de compression : les plus rapides, elles traversent solides et liquides.
— Les ondes S (secondes) sont des ondes de cisaillement : plus lentes, elles ne se propagent pas dans les liquides.
— Les ondes de surface arrivent en dernier et se propagent près de la surface ; pour sonder la Terre profonde, on utilise surtout les ondes P et S, dites ondes de volume.
La vitesse des ondes dépend du matériau traversé : de sa nature, de sa rigidité et de sa température (une roche plus chaude, moins rigide, ralentit les ondes). Quand elle change brutalement, on a franchi une discontinuité : une partie de l’onde y est réfléchie (elle repart du même côté), une autre est réfractée (elle traverse en changeant de direction), selon la loi de Snell-Descartes :

\frac{\sin i_{1}}{V_{1}} = \frac{\sin i_{2}}{V_{2}}

. Dans un milieu plus rapide, le rayon s’écarte de la normale ; dans un milieu plus lent, il s’en rapproche. Vers un milieu plus rapide, au-delà de l’angle limite

i_{ℓ}

(tel que

\sin i_{ℓ} = \frac{V_{1}}{V_{2}}

), plus rien ne traverse : l’onde est entièrement réfléchie ; à cet angle, l’onde réfractée file le long de la discontinuité.

Localiser un séisme. Les ondes P et S partent ensemble du foyer ; les S prennent du retard tout au long du trajet. Avec $t_{P} = \frac{d}{V_{P}}$ et $t_{S} = \frac{d}{V_{S}}$ , le délai vaut $Δ t = t_{S} - t_{P} = d \times \frac{V_{P} - V_{S}}{V_{P} \times V_{S}}$ , d’où $d = Δ t \times \frac{V_{P} \times V_{S}}{V_{P} - V_{S}}$ . Une station donne une distance, donc un cercle autour d’elle ; trois stations donnent l’épicentre, à l’intersection des trois cercles. Les bases de données sismologiques (réseaux de stations du monde entier) fournissent ces enregistrements.

Expérimenter. Au laboratoire, un capteur relié à un ordinateur (ou à un microcontrôleur) mesure le temps mis par une vibration pour traverser des barres de matériaux différents : la vitesse change avec la nature du matériau, sa rigidité et sa température.

Exemples

Distance au foyer. $V_{P} = 6, 0$ km/s, $V_{S} = 3, 4$ km/s, délai S − P de 25 s : $d = 25 \times \frac{6, 0 \times 3, 4}{6, 0 - 3, 4} = 25 \times \frac{20, 4}{2, 6} \approx 196$ km. Pour un séisme superficiel, c’est à peu près la distance à l’épicentre.

Réfraction sous la croûte. Une onde P passe d’une roche à 6,0 km/s dans une roche à 8,0 km/s avec un angle d’incidence de 30° : $\sin i_{2} = \frac{8, 0}{6, 0} \times \sin 30 ° = \frac{8, 0}{6, 0} \times 0, 5 \approx 0, 667$ , d’où $i_{2} \approx 41, 8 °$ : le rayon s’écarte de la normale.

Réflexe — un changement brutal de vitesse signale une discontinuité ; l’absence d’ondes S, alors que les ondes P passent, signale un liquide.

Attention — le délai S − P augmente avec la distance au foyer : la station au plus grand délai est la plus éloignée. Et une onde P plus rapide n’est pas « plus forte » : la vitesse dépend du milieu, pas de l’énergie du séisme.

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Discontinuités, noyau et modèle PREM

Ce qu’il faut savoir — Le Moho (Mohorovičić, 1909) sépare la croûte du manteau. Au-delà d’une certaine distance de la source, des ondes P arrivent avant les ondes directes : elles ont voyagé en partie dans un milieu plus rapide (≈ 8 km/s) que la croûte (≈ 6 km/s). Il est vers 30 km sous les continents (jusqu’à 70 km sous les chaînes de montagnes) et 6 à 7 km sous le plancher océanique.
— Le noyau (Gutenberg, 1914). Entre environ 105° et 142° de distance angulaire de l’épicentre, aucune onde P directe n’arrive : c’est la zone d’ombre. Vers 2 900 km, la vitesse des ondes P chute (≈ 13,7 → 8,1 km/s) : les rais sont fortement réfractés à l’entrée du noyau et n’émergent pas dans cette zone ; au-delà de 142°, des ondes P qui ont traversé le noyau sont de nouveau reçues. Au-delà de 105°, les ondes S directes disparaissent : le noyau externe est liquide. C’est la discontinuité de Gutenberg.
— La graine (Lehmann, 1936). Inge Lehmann repère de faibles ondes P dans la zone d’ombre et les interprète comme réfléchies sur un noyau interne, la graine, limité par la discontinuité de Lehmann vers 5 150 km. La graine, faite comme le noyau de fer et de nickel, est solide : la pression y est si forte que le fer reste solide malgré une température supérieure à celle du noyau externe.
— Le modèle PREM (Preliminary Reference Earth Model, Dziewonski et Anderson, 1981), construit à partir de milliers d’enregistrements, donne la vitesse des ondes P et S et la densité en fonction de la profondeur. Il montre aussi une discontinuité vers 660 à 670 km (670 km dans PREM), entre manteau supérieur et manteau inférieur, et une densité qui passe d’environ 3,3 sous le Moho à environ 5,6 à la base du manteau, puis de 9,9 à 12,2 dans le noyau externe et environ 13 dans la graine.

Figure 2 — Vitesse des ondes P et S selon la profondeur, d’après le modèle PREM (valeurs arrondies).

Figure 3 — Zones d’ombre d’un séisme : distances angulaires mesurées depuis l’épicentre, de chaque côté.

Trouver la profondeur du Moho. On enregistre une source artificielle (explosion, camion vibreur) avec des capteurs alignés. Sur l’hodochrone (temps d’arrivée en fonction de la distance), les ondes directes forment une droite de pente $\frac{1}{V_{1}}$ , les ondes réfractées sur le Moho une droite moins pentue, de pente $\frac{1}{V_{2}}$ . Les deux droites se croisent à la distance de croisement $x_{c}$ . La profondeur du Moho est alors donnée par $h = \frac{x_{c}}{2} \sqrt{\frac{V_{2} - V_{1}}{V_{2} + V_{1}}}$ (relation fournie par le sujet).

Figure 4 — Hodochrone d’une campagne de sismique réfraction.

Exemples

Profondeur du Moho (figure 4). $V_{1} = 6, 2$ km/s, $V_{2} = 8, 1$ km/s, $x_{c} = 150$ km : $h = 75 \times \sqrt{\frac{1, 9}{14, 3}} \approx 75 \times 0, 365 \approx 27$ km. Le Moho est à environ 27 km : c’est une croûte continentale.

Lire la figure 2. Vers 2 900 km, la courbe des ondes S tombe à 0 et celle des ondes P chute de 13,7 à 8,1 km/s : on entre dans un liquide, le noyau externe. Vers 5 150 km, les ondes S réapparaissent : la graine est solide.

Réflexe — sur un profil de vitesses, je repère chaque saut (discontinuité), puis je regarde les ondes S : nulles → liquide ; non nulles → solide.

Attention — la zone d’ombre des ondes P (105° à 142°) n’est pas due au liquide : elle vient de la réfraction des rais à l’entrée du noyau. C’est l’absence d’ondes S au-delà de 105° qui prouve que le noyau externe est liquide. Et plus chaud ne veut pas dire liquide : la graine, plus chaude que le noyau externe, est solide.

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Lithosphère et asthénosphère

Ce qu’il faut savoir La lithosphère est l’enveloppe rigide de surface : la croûte et la partie supérieure du manteau, le manteau lithosphérique. Dessous, l’asthénosphère est un manteau solide mais ductile : il se déforme très lentement sans casser.
— Critère sismique. Sous la lithosphère, la vitesse des ondes P et S diminue de quelques pour cent : c’est la zone de faible vitesse. La température y approche ou dépasse légèrement le début de fusion de la péridotite : une fusion partielle infime (moins de 1 %) rend la roche moins rigide. Les ondes S la traversent : elle reste solide.
— Critère thermique. La limite lithosphère/asthénosphère correspond à peu près à l’isotherme 1 300 °C.
— Épaisseurs. La lithosphère océanique n’a qu’une dizaine de kilomètres à l’axe des dorsales et s’épaissit en vieillissant, jusqu’à environ 100 km sous les fonds les plus anciens ; la lithosphère continentale atteint 150 à 200 km sous les vieux continents (cratons).
— Cassant ou ductile. Près des fosses océaniques, les foyers des séismes dessinent un plan qui plonge sous la plaque voisine, jusqu’à environ 700 km de profondeur : ils se produisent dans la lithosphère qui s’enfonce, restée froide et cassante, et pas dans l’asthénosphère qui l’entoure, chaude et ductile, où les roches se déforment sans rompre.

	Lithosphère	Asthénosphère
Composition	croûte + manteau lithosphérique (péridotite)	manteau (péridotite)
Température	de la surface à ≈ 1 300 °C	au-delà de ≈ 1 300 °C
Comportement	rigide, cassant (séismes)	ductile (solide déformable)
Ondes sismiques	vitesses élevées	zone de faible vitesse à son sommet

Exemples

Épaisseur du manteau lithosphérique. Sous un continent, le Moho est à 35 km et l’isotherme 1 300 °C à 120 km : le manteau lithosphérique mesure 120 − 35 = 85 km, bien plus que la croûte.

Une même limite, deux critères. Sous une station, la vitesse des ondes S baisse à partir de 110 km de profondeur et la température y atteint 1 300 °C : le sommet de la zone de faible vitesse et l’isotherme 1 300 °C coïncident, ils marquent la base de la lithosphère.

Réflexe — pour placer la base de la lithosphère, je cherche l’isotherme 1 300 °C (en interpolant entre deux valeurs) ou le sommet de la zone de faible vitesse.

Attention — lithosphère ≠ croûte : la lithosphère ne s’arrête pas au Moho. Et asthénosphère ≠ couche liquide : ductile ne veut pas dire fondu, les continents ne « flottent » pas sur un océan de magma.

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Température interne : gradient, flux, conduction et convection

Ce qu’il faut savoir — Le gradient géothermique est l’augmentation de la température avec la profondeur :

G = \frac{Δ T}{Δ z}

, en °C/km. Mesuré dans les mines et les forages, il vaut en moyenne 30 °C/km dans la croûte continentale. La courbe de la température en fonction de la profondeur est le géotherme ; au centre, la température atteint environ 5 000 à 6 000 °C.
— Le flux géothermique est la quantité de chaleur perdue par seconde et par m² de surface. Loi de Fourier :

φ = λ \times G

, avec

λ

la conductivité thermique de la roche (W·m⁻¹·K⁻¹) et

G

en K/m. Moyenne terrestre ≈ 87 mW/m² (≈ 65 sur les continents, ≈ 100 sur les océans).
— La chaleur vient de la désintégration d’éléments radioactifs (uranium, thorium, potassium), concentrés surtout dans la croûte continentale, et de la chaleur initiale héritée de la formation de la Terre.
— Le géotherme change de pente selon le mode de transfert de la chaleur : conduction dans la lithosphère, convection dans le manteau sous-jacent et dans le noyau externe.

	Conduction	Convection
Principe	transfert de proche en proche, sans déplacement de matière	transfert par déplacement de matière : la roche chaude, moins dense, monte ; la froide descend
Efficacité	faible (les roches conduisent mal la chaleur)	grande
Gradient	fort	faible (≈ 0,3 à 0,5 °C/km)
Où ?	lithosphère	asthénosphère et manteau, noyau externe

Un manteau solide qui « coule ». Le manteau est solide, mais sur des millions d’années il flue lentement, de l’ordre de quelques centimètres par an : il est animé de mouvements de convection, un mécanisme efficace de transfert thermique qui homogénéise sa température. La lithosphère, froide et rigide, se comporte comme une couche limite thermique : elle ne transmet la chaleur que par conduction, d’où son gradient élevé.

Modéliser. Conduction : une barre métallique chauffée à un bout, des thermomètres (ou des gouttes de cire) le long de la barre — la chaleur avance sans que la barre bouge. Convection : de l’eau (ou un liquide visqueux) chauffée par le bas, avec des paillettes ou un colorant — le liquide chaud monte au centre, se refroidit en haut et redescend sur les côtés.

Exemples

Gradient et flux d’un forage. Surface à 12 °C, fond d’un forage de 2 400 m à 83 °C : $G = \frac{71}{2, 4} \approx 29, 6$ °C/km. Avec $λ = 2, 6$ W·m⁻¹·K⁻¹ : $G \approx 0, 0296$ K/m, $φ = 2, 6 \times 0, 0296 \approx 0, 077$ W/m², soit environ 77 mW/m².

La température du centre, par le gradient de surface ? Avec 30 °C/km sur les 6 371 km du rayon : 30 × 6 371 = 191 130 °C, soit plus de trente fois la température estimée (5 000 à 6 000 °C). À de telles températures, tout le manteau serait fondu, ce que contredit le passage des ondes S : le gradient de surface ne vaut que dans la lithosphère.

Réflexe — gradient en °C/km, flux en mW/m² ; dans $φ = λ \times G$ , je convertis d’abord le gradient en K/m (÷ 1 000), puis le flux en mW/m² (× 1 000).

Attention — gradient ≠ flux. Oublier la division par 1 000 donne un flux mille fois trop grand. Et on n’extrapole jamais un gradient de forage en profondeur : il diminue fortement sous la lithosphère.

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Tomographie sismique : un manteau hétérogène et convectif

Ce qu’il faut savoir Le modèle PREM ne dépend que de la profondeur : il donne la même vitesse partout à une profondeur donnée. Les ondes réellement enregistrées arrivent un peu en avance ou en retard sur ce que prévoit PREM : la tomographie sismique calcule, à partir de milliers de trajets, une image en trois dimensions des anomalies de vitesse, exprimées en pour cent par rapport à PREM :

anomalie = \frac{V_{mesurée} - V_{PREM}}{V_{PREM}} \times 100

.
— Anomalie négative (ondes plus lentes) : roche en général plus chaude que la moyenne à cette profondeur.
— Anomalie positive (ondes plus rapides) : roche en général plus froide.
On les interprète comme des hétérogénéités thermiques du manteau (la composition joue aussi un peu). Elles sont faibles — quelques pour cent — à côté des sauts de vitesse aux discontinuités (environ −41 % pour les ondes P à l’entrée du noyau).

Une image de la convection. Sous les dorsales et sous certains points chauds (Islande, Hawaï), le manteau est lent, donc chaud : de la matière chaude, moins dense, y remonte. Le long des plaques qui plongent dans les fosses, il est rapide, donc froid : de la matière froide, plus dense, y descend. Sous les vieux continents, il est rapide aussi : leur lithosphère, épaisse et froide, s’enfonce loin dans le manteau, sans être une branche descendante. Ces zones chaudes et froides sont les branches montantes et descendantes de la convection du manteau.

Exemples

Calculer une anomalie. À 300 km de profondeur sous une dorsale, PREM prévoit $V_{S} = 4, 60$ km/s ; on mesure 4,53 km/s : $\frac{4, 53 - 4, 60}{4, 60} \times 100 = \frac{- 0, 07}{4, 60} \times 100 \approx - 1, 5$ %. Anomalie négative : manteau plus chaud que la moyenne.

Comparer à une discontinuité. À l’entrée du noyau, $V_{P}$ passe de 13,7 à 8,1 km/s : $\frac{8, 1 - 13, 7}{13, 7} \times 100 \approx - 41$ % : un écart bien plus grand que les anomalies de la tomographie.

Réflexe — je lis le signe de l’anomalie : lent (−) → chaud → matière qui monte ; rapide (+) → froid → matière qui descend.

Attention — une anomalie lente ne signifie pas une roche fondue : les ondes S y passent toujours. Et une carte de tomographie montre des écarts à PREM, pas les vitesses elles-mêmes.

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Pour aller plus loin

Ces notions prolongent le chapitre, mais elles sont traitées dans d’autres chapitres.

Le mouvement des plaques (dérive des continents, expansion océanique, anomalies magnétiques, vitesses mesurées par GPS) : chapitre « Tectonique des plaques : la mobilité horizontale ».
Les dorsales et les rifts, la fusion partielle et la formation de la lithosphère océanique : chapitre « Divergence : dorsales, rifts et lithosphère océanique ».
Les zones de subduction (plan incliné des foyers sismiques, dit de Wadati-Benioff, magmatisme) et la collision : chapitre « Convergence : subduction, magmatisme et collision ».

À retenir

Altitudes bimodales (continents ≈ +840 m, fonds océaniques ≈ −3 800 m) : deux croûtes. Continentale : granites, ≈ 30 km, densité ≈ 2,7, jusqu’à ≈ 4 milliards d’années. Océanique : basalte et gabbro, 6 à 7 km, densité ≈ 2,9 à 3,0, moins de 200 millions d’années. Manteau : péridotite, ≈ 3,3.
Un séisme est la rupture brutale de roches soumises à des contraintes. Ondes P (compression, les plus rapides) et S (cisaillement, arrêtées par les liquides) ; réflexion et réfraction aux discontinuités ; distance au foyer : $d = Δ t \times \frac{V_{P} \times V_{S}}{V_{P} - V_{S}}$ .
Discontinuités : Moho (croûte/manteau), Gutenberg (2 900 km, noyau externe liquide, zone d’ombre des ondes P entre 105° et 142°), Lehmann (5 150 km, graine solide) ; le modèle PREM donne vitesses et densité selon la profondeur.
Lithosphère rigide et cassante (croûte + manteau lithosphérique, jusqu’à l’isotherme ≈ 1 300 °C) sur une asthénosphère solide et ductile, au sommet de laquelle se trouve la zone de faible vitesse ; lithosphère plus épaisse sous les vieux continents que sous les océans.
Gradient $G = \frac{Δ T}{Δ z}$ (≈ 30 °C/km en surface), flux $φ = λ \times G$ (≈ 87 mW/m²) ; conduction dans la lithosphère (fort gradient), convection dans le manteau (faible gradient).
La tomographie sismique mesure des anomalies de vitesse par rapport à PREM : lent = chaud (montée), rapide = froid (descente) ; ce sont des hétérogénéités thermiques de quelques pour cent, traces de la convection du manteau.

Questions fréquentes

Pourquoi les continents sont-ils plus hauts que les océans ?

Les altitudes terrestres se répartissent autour de deux niveaux : environ +840 m pour les continents et environ −3 800 m pour les fonds océaniques. Ce contraste reflète deux croûtes différentes : la croûte continentale, granitique, épaisse d’environ 30 km et de densité 2,7, et la croûte océanique, faite de basalte et de gabbro, mince de 6 à 7 km et de densité proche de 3.

Comment les ondes sismiques permettent-elles de connaître l’intérieur de la Terre ?

Un séisme, rupture brutale de roches soumises à des contraintes, émet des ondes P et S dont la vitesse dépend des roches traversées. Un changement brutal de vitesse révèle une discontinuité, où les ondes sont réfléchies et réfractées, et l’absence d’ondes S signale un liquide. Le délai entre ondes P et S donne aussi la distance au foyer.

Quelle est la structure interne de la Terre ?

De la surface vers le centre : la croûte, le manteau en péridotite solide, puis le noyau de fer et de nickel, liquide dans sa partie externe et solide au centre (la graine). Le Moho sépare croûte et manteau, la discontinuité de Gutenberg (2 900 km) le manteau et le noyau, celle de Lehmann (5 150 km) le noyau externe et la graine. Le modèle PREM donne vitesses et densité selon la profondeur.

Quelle est la différence entre lithosphère et asthénosphère ?

La lithosphère, formée de la croûte et du sommet du manteau, est rigide et cassante ; sa base suit à peu près l’isotherme 1 300 °C. L’asthénosphère, dessous, est solide mais ductile : elle se déforme lentement. Leur limite coïncide avec le sommet de la zone de faible vitesse des ondes sismiques. La lithosphère est plus épaisse sous les vieux continents que sous les océans.

Qu’est-ce que le gradient géothermique ?

C’est l’augmentation de la température avec la profondeur, en °C/km : environ 30 °C/km près de la surface des continents. Il est fort dans la lithosphère, où la chaleur passe par conduction, et très faible dessous, car le manteau, animé de convection, transporte la chaleur bien plus efficacement.

À quoi sert la tomographie sismique ?

Elle compare les vitesses réellement mesurées à celles du modèle PREM pour cartographier en trois dimensions des anomalies de quelques pour cent. Les zones où les ondes sont plus lentes sont en général plus chaudes, celles où elles sont plus rapides plus froides : ces hétérogénéités thermiques montrent la convection du manteau.

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