Structure interne du globe terrestre

B. 6 371 km — Le rayon moyen de la Terre est d'environ 6 371 km.

C. Moho — La discontinuité de Mohorovičić (Moho) sépare la croûte du manteau.

B. Ondes S — Les ondes S sont des ondes de cisaillement ; elles ne se propagent pas dans les liquides car ceux-ci n'ont pas de résistance au cisaillement.

C. Basalte — La croûte océanique est principalement constituée de basalte en surface et de gabbro en profondeur.

C. Liquide — Le noyau externe est liquide (fer-nickel fondu), ce qui est prouvé par l'absence des ondes S dans cette zone.

B. La graine — Le noyau interne solide est couramment appelé la graine.

C. Granite — La croûte continentale est principalement composée de granite (et de gneiss dans les zones métamorphiques).

B. L'analyse des ondes sismiques — L'analyse des ondes sismiques (sismologie) est la principale méthode d'étude indirecte de l'intérieur du globe.

C. 2 891 km — La discontinuité de Gutenberg, qui sépare le manteau du noyau externe, se situe à environ 2 891 km de profondeur.

C. Péridotite — Le manteau est principalement constitué de péridotite, une roche ultramafique riche en olivine et pyroxène.

B. 5 – 10 km — La croûte océanique a une épaisseur de 5 à 10 km environ, bien plus mince que la croûte continentale.

C. Dziewonski & Anderson — Le modèle PREM (Preliminary Reference Earth Model) a été établi en 1981 par Dziewonski et Anderson.

B. Elles ne se propagent pas dans les liquides — Les ondes S (de cisaillement) ne se propagent pas dans les liquides car ceux-ci n'ont pas de module de cisaillement. Leur absence dans le noyau externe prouve qu'il est liquide.

B. Parce qu'elle est plus dense — La croûte océanique (densité ≈ 3,0) est plus dense que la croûte continentale (densité ≈ 2,7). Elle plonge donc sous la croûte continentale lors d'une subduction.

B. L'équilibre gravitationnel entre blocs crustaux de densités différentes — L'isostasie est l'équilibre gravitationnel entre blocs de lithosphère de densités différentes : les blocs légers émergent plus haut, les blocs denses s'enfoncent davantage.

B. La lithosphère inclut la croûte et le manteau lithosphérique rigide — La lithosphère (rigide) = croûte + manteau lithosphérique rigide. La croûte seule ne représente que la partie superficielle. C'est un découpage mécanique, pas chimique.

C. Une zone où certaines ondes sismiques n'arrivent pas — Une zone d'ombre est une région de la surface terrestre où certaines ondes sismiques n'arrivent pas, en raison de la réfraction ou de l'absorption au niveau des discontinuités internes.

B. Le comportement rhéologique dépendant du temps : rigide à court terme, ductile à long terme — Le manteau est rigide à court terme (les ondes S le traversent pendant un séisme), mais ductile à très long terme (millions d'années), permettant la convection mantellique.

C. 5 150 km — La discontinuité de Lehmann, séparant le noyau externe liquide du noyau interne (graine) solide, se situe à environ 5 150 km de profondeur.

B. Les météorites ferreuses (sidérites) ont une composition Fe-Ni similaire à celle supposée du noyau — Les météorites ferreuses (sidérites), issues de la différenciation d'astéroïdes, ont une composition Fe-Ni. On suppose que le noyau terrestre s'est formé de manière analogue lors de la différenciation de la Terre primitive.

D. Péridotite — La péridotite (riche en olivine et pyroxène) est la roche caractéristique du manteau supérieur. On la retrouve sous forme de xénolithes dans certains volcans.

B. La convection dans le noyau externe liquide (effet dynamo) — Le champ magnétique terrestre est généré par l'effet dynamo : les mouvements de convection du fer liquide conducteur dans le noyau externe créent des courants électriques qui génèrent un champ magnétique.

B. 8 – 10 km/s — Dans le manteau supérieur, les ondes P se propagent à environ 8 à 10 km/s, nettement plus vite que dans la croûte (∼ 6 km/s).

C. Un fragment de roche profonde remonté par un magma volcanique — Un xénolithe est un fragment de roche profonde (souvent du manteau) arraché et transporté jusqu'en surface par un magma volcanique, permettant un accès direct aux roches du manteau.

B. Le noyau externe est liquide et le noyau interne est solide — La disparition des ondes S à 2 891 km (Gutenberg) prouve que le noyau externe est liquide. Leur réapparition à 5 150 km (Lehmann) prouve que le noyau interne (graine) est solide.

B. La croûte océanique est constamment recyclée par la subduction aux zones de convergence — La croûte océanique plus dense est subduitée dans le manteau aux zones de convergence, ce qui la recycle continuellement. La croûte continentale, plus légère, ne subducte pas et peut s'accumuler sur des milliards d'années.

C. Des zones chaudes et peu denses (panaches mantelliques) — Des vitesses sismiques anormalement basses dans le manteau indiquent des zones plus chaudes et moins denses que la moyenne. On les associe à des panaches mantelliques ascendants, à l'origine des points chauds volcaniques.

B. Le module de cisaillement $\mu = 0$ dans un liquide — Dans un liquide, le module de cisaillement $\mu = 0$ (les liquides ne résistent pas au cisaillement). D'après $V_S = \sqrt{\frac{\mu}{\rho}}$, si $\mu = 0$ alors $V_S = 0$, ce qui explique que les ondes S ne se propagent pas dans le noyau externe liquide.

B. La très haute pression élève le point de fusion du fer au-delà de la température actuelle — Une pression très élevée augmente le point de fusion des matériaux. À 360 GPa, le point de fusion du fer est supérieur à 5 000 °C. Malgré les températures extrêmes, la pression maintient le fer à l'état solide dans la graine.

B. L'isostasie : la croûte épaissie sous les montagnes forme une racine qui s'enfonce dans le manteau — Par isostasie, une chaîne de montagnes doit être compensée en profondeur : la croûte plus épaisse (racine crustale) s'enfonce davantage dans le manteau moins dense. Les 55 km sous les Alpes contre 30 km sous les plaines reflètent cet équilibre gravitationnel.

B. Des ondes P réfléchies de manière inattendue, suggérant une interface interne — Inge Lehmann a observé des arrivées d'ondes P inattendues dans la zone d'ombre sismique. Ces ondes ne pouvaient s'expliquer que par une réflexion sur un noyau interne solide, dont la vitesse de propagation diffère de celle du noyau externe liquide.

B. L'asthénosphère est une subdivision mécanique du manteau supérieur ; le manteau inférieur est une subdivision de profondeur — L'asthénosphère (≈100-300 km) est définie par son comportement mécanique ductile (faibles vitesses sismiques). Le manteau inférieur (670-2891 km) est une subdivision basée sur la profondeur et le changement minéralogique (olivine → perovskite). Ces découpages sont de nature différente.

B. La vitesse diminue quand $\rho$ augmente, toutes choses égales par ailleurs — D'après la formule, $\rho$ est au dénominateur sous la racine : si $\rho$ augmente (matériau plus dense), $V_P$ diminue, toutes choses égales par ailleurs. En pratique, les modules élastiques augmentent aussi avec la pression, ce qui explique que la vitesse augmente globalement en profondeur malgré la densité croissante.

B. À l'échelle des temps géologiques (Ma), le manteau se comporte comme un fluide très visqueux — À l'échelle de quelques secondes (séismes), le manteau est rigide (les ondes S le traversent). Mais à l'échelle des temps géologiques (millions d'années), il se comporte comme un fluide très visqueux qui peut se déplacer par convection thermique, entraînant les plaques lithosphériques.

B. 1 500 °C — T = 30°C/km × 50 km = 1 500 °C. En réalité, le gradient diminue en profondeur, mais à gradient constant, on obtient 1 500 °C à 50 km. Cela illustre pourquoi la croûte profonde atteint des températures élevées.

A. Les roches de surface sont trop légères pour expliquer la densité moyenne terrestre — La densité moyenne de la Terre est 5 500 kg/m³, bien supérieure à celle des roches de surface (∼2 700-3 000 kg/m³). Pour atteindre cette densité moyenne, il faut un noyau très dense (10-13) comme le fer-nickel.