Structure interne de la terre

Structure de la terre : les coquillages les plus importants et leur profondeur moyenne (modèle chimique et rhéologique mixte)

La structure interne de la terre , qui est examinée principalement par la géophysique , se compose idéalement de coquilles sphériques concentriques , dont chacune a une densité sensiblement différente . La coquille sphérique avec la densité la plus faible est la plus à l'extérieur et est connue sous le nom de croûte terrestre . La coquille sphérique avec la plus grande densité, en fait une sphère pleine, se trouve au centre du corps terrestre et s'appelle le noyau terrestre . Les surfaces limites de ces coquilles sont légèrement aplaties dans le champ gravitationnel .

La stratification de densité dans le corps terrestre s'accompagne d'une différenciation chimique, i. C'est-à-dire que chaque coquille sphérique a une composition chimique caractéristique. Le noyau a un rayon d'environ 3450 km et se compose principalement de fer et de nickel . Vient ensuite le manteau terrestre de 2900 km d'épaisseur composé de silicates et d'oxydes avec une proportion globale élevée de fer et de magnésium . L'enveloppe extérieure du corps terrestre est formée par la croûte relativement mince (environ 5 à 70 km). Celui-ci se compose également principalement de silicates et d'oxydes, mais avec une teneur en fer et magnésium plus faible et une quantité accrue d' aluminium et d'éléments « insolubles » dans la roche du manteau ( éléments dits incompatibles ). Avec sa structure de croûte de silicate et de manteau de silicate et un noyau de fer, la terre est le prototype des quatre planètes telluriques du système solaire interne .

En plus de la division des coquilles sphériques selon les aspects chimiques, un autre modèle est utilisé qui est basé sur les propriétés rhéologiques du matériau dans le corps terrestre. Celui-ci divise le noyau terrestre en un noyau interne cristallin (rayon : 1230 km) et un noyau externe mince (épaisseur : 2200 km). De plus, il ne fait pas de différence entre la croûte et le manteau, mais combine la croûte avec la partie la plus externe rigide du manteau pour former la lithosphère , qui est suivie d'un manteau visqueux au fond.

Structure de la terre

Répartition radiale de la densité de la terre selon le PREM . Le plus grand changement de densité se produit à la limite noyau-manteau (CMB)
Champ gravitationnel de la Terre selon le PREM et pour des approximations grossières (vert). L' accélération due à la gravité a sa valeur maximale à la frontière noyau-manteau avec son grand saut de densité. L'approximation linéaire de la densité reproduit un maximum à l'intérieur, alors qu'à densité constante le champ augmenterait linéairement jusqu'à la surface.

Étant donné que les zones situées au-dessous d'une profondeur de quelques milliers de mètres ne sont pas accessibles directement par l'homme par le biais de forages , la connaissance de la structure de l'intérieur de la terre est largement basée sur la sismique , c'est -à- dire l'enregistrement et l'évaluation des ondes mécaniques qui traversent le mouvement du corps terrestre. , déclenché z. B. par des tremblements de terre ou des essais d'armes nucléaires. Le profil sismique résultant du corps terrestre est caractérisé par deux zones de discontinuité frappantes . Ceux-ci sont considérés comme les interfaces entre la croûte terrestre et le manteau ou le manteau et le noyau.

En plus de l'exploration sismique de la structure de la coque, l'élasticité de l' ensemble du corps terrestre joue également un rôle. Elle peut être estimée à partir de la mesure des marées terrestres ( réponse des marées ) et décrite par les nombres d' Amour . En raison de cette élasticité, l'ensemble de la croûte terrestre s'élève d'environ ± 30 à 50 cm deux fois par jour. Le mouvement des pôles astronomiquement vérifiable passe également de 1 an à environ 430 jours, la période de Chandler .

Noyau terrestre

A la frontière entre le cœur et la gaine , la densité passe de 10 à 5 g/cm 3 du fait du matériau . La différenciation en matériau du noyau et du manteau s'est produite au cours des premiers millions d'années après la formation de la poussière dans la nébuleuse solaire primordiale par fusion lors de collisions de protoplanètes . Quelques dizaines de millions d'années plus tard, un océan magmatique profond a de nouveau émergé lors de la collision entre Proto-Terre et Théia , dont les noyaux métalliques se sont unis, voir Formation de la Terre . A cette époque, le noyau était encore complètement liquide. Quelques 100 millions d'années plus tard - on ne sait pas si avant ou après le début de la convection profonde du manteau - le fer et le nickel ont commencé à cristalliser au centre.

  • Noyau interne de la Terre : Le noyau interne solide de la Terre s'étend du centre de la Terre à 5 100 km sous la surface de la Terre. La pression ici peut atteindre 3,64 millions de bar et la température est supposée être d'environ 6000  K.
  • Noyau externe de la terre : Le noyau externe se situe à une profondeur comprise entre environ 2900 km et 5100 km. A une température comprise entre 3000°C et environ 5000°C, cette partie du noyau est liquide. Il s'agit d'un bain de nickel-fer ("NiFe"), qui peut également contenir de petites quantités de soufre ou d' oxygène (voir →  Oxyde de fer (I) ). En interaction avec la rotation de la terre , la fonte mobile est responsable du champ magnétique terrestre en raison de sa conductivité électrique .
  • Selon le modèle PREM , le noyau terrestre avec ses 1,94 · 10 24 kg représente environ 32,5% de la masse terrestre , mais seulement 16,2% de son volume. Cela signifie que sa densité moyenne est supérieure à 10 g/cm 3 (contre 5,52 g/cm 3 pour l'ensemble de la terre).

Manteau

  • Couche D : Au-dessus de la limite noyau-manteau se trouve la couche dite D, qui est considérée comme une sorte de zone de transition entre le noyau terrestre et le manteau terrestre. Il a une épaisseur très variable de 200 à 300 kilomètres et présente un fort gradient de température . De là s'élèvent les panaches du manteau .
  • Manteau inférieur: Le manteau inférieur est constitué de silicates lourds (principalement de la pérovskite de magnésium ) et d'un mélange d' oxydes métalliques tels que la périclase ( oxyde de magnésium ) et la wustite ( oxyde de fer (II) ), qui sont collectivement appelés magnésiowustite . Dans le manteau inférieur, de 660 à 2900 km de profondeur, il y a une température d'environ 2000°C.
  • Zone de transition : La zone comprise entre 410 km et 660 km de profondeur est considérée comme la transition du manteau supérieur vers le manteau inférieur, mais est parfois considérée comme faisant partie du manteau supérieur. Les limites sont basées sur les profondeurs des transitions de phases minérales de l' olivine , le composant principal du manteau supérieur. Etant donné que la structure minérale modifiée par une modification de la densité et de la vitesse sismique associée, ceux - ci peuvent discontinuités par sismologique être détectés et mesurés méthodes.
  • Manteau supérieur: Le manteau supérieur commence à une profondeur de 410 km et s'étend jusqu'à la croûte terrestre. Il se compose de péridotite , qui est composée d' olivine et de pyroxène , ainsi que d'un composant de grenat . La zone la plus élevée du manteau comprend la soi-disant lithosphère , qui comprend également la croûte terrestre , et l' asthénosphère en plastique dur ci-dessous .

Le manteau représente environ les deux tiers de la masse terrestre ; la densité moyenne de ses coquilles est comprise entre 3¼ et un peu moins de 5 g/cm 3 . La limite supérieure du manteau terrestre est appelée discontinuité de Mohorovičić (également abrégée en Moho ). Elle a été détectée dès 1909 en raison de son saut marqué de densité de l'ordre de 0,5 g/cm 3 , qui dévie les ondes sismiques fortes ou les réfléchit vers la surface de la terre.

Veste convection

L'asthénosphère appartenant au manteau supérieur (dérivé du grec asthénos « faible ») s'étend, selon l'épaisseur de la lithosphère, d'environ 60 à 150 km à une profondeur d'environ 210 km. En raison du matériau rocheux partiellement fondu , il présente des vitesses sismiques réduites et une rhéologie viscoplastique . Avec sa fluidité, c'est une partie importante du concept de convection du manteau : les plaques lithosphériques "flottent" dessus, qui sont déplacées les unes contre les autres par les courants de convection du manteau terrestre et conduisent ainsi à des processus tectoniques tels que la dérive des continents ou tremblements de terre .

croûte terrestre

Carte du monde hypsographique

La croûte terrestre est la couche externe de la lithosphère - qui comprend également le manteau lithosphérique rigide du manteau terrestre supérieur - et se compose de deux types de croûte très différents :

  • Croûte océanique : La croûte océanique, avec son épaisseur de 5 à 10 km, forme une couche relativement mince autour du manteau terrestre. Il se compose d'énormes plaques solides qui sont constamment au ralenti et flottent sur la "couche fluide" (asthénosphère) du manteau supérieur. Au niveau des zones d'étalement des plaques crustales, les dorsales médio-océaniques , des magmas alcalins pénètrent et se refroidissent en permanence. Ils se solidifient en basalte sur et près du fond marin et en gabbro à de plus grandes profondeurs de la croûte . De cette façon - semblable à une chaîne de montage - une nouvelle croûte océanique est produite. C'est pourquoi la croûte océanique vieillit au fur et à mesure que l'on s'éloigne de la dorsale ; cela peut être démontré sur une grande surface en raison de sa polarité magnétique différente . Puisqu'il replonge dans le manteau au niveau des zones de subduction et s'enfonce jusqu'à la limite noyau-manteau, il n'a nulle part plus de 200 millions d'années.
  • Croûte terrestre continentale : Elle se compose de plaques individuelles, également appelées continents, qui sont entourées de croûte océanique. La croûte continentale « flotte » également sur l'asthénosphère. Là où il est le plus épais, il s'élève en massif de haute montagne ( isostasie ). Dans la structure détaillée, la croûte continentale montre une division en une croûte supérieure cassante et une croûte inférieure ductile, qui sont causées par des transformations minérales ( changements de modification ) et séparées par la discontinuité de Conrad .

La limite supérieure de la croûte terrestre est soit le fond de la masse d'eau, soit l'interface entre l' atmosphère et la terre ferme. Cela signifie que les sédiments des lacs et des mers sont ajoutés à la croûte terrestre.

L'épaisseur de la croûte continentale est comprise entre 30 et 60 kilomètres avec une moyenne globale d'environ 35 km. Il est principalement composé de roches cristallines dont les principaux composants sont le quartz et le feldspath . Chimiquement, la croûte continentale est composée de 47,2 pour cent en poids (62,9 pour cent atomique ou 94,8 pour cent en volume) d'oxygène, c'est-à-dire qu'elle forme un empilement d'oxygène dense et dur comme la roche, qui est lié sous forme de dioxyde de silicium (quartz ), par example. Dans la croûte terrestre et à sa surface, les roches sont soumises à un processus constant de transformation, également connu sous le nom de cycle des roches . Aujourd'hui, il n'y a plus de roches qui soient restées inchangées depuis la première formation de croûte dans l' histoire de la terre . Les roches les plus anciennes jamais trouvées sur les marges continentales antérieures ( terrane ) ont un âge protolithique de 4,03 milliards d'années (voir aussi La roche la plus ancienne ).

Exploration de la structure en coquille de la terre

La connaissance de la structure de la terre provient de diverses sources géophysiques , d'analyses géochimiques ou minéralogiques de roches volcaniques, d'expériences en laboratoire sur la stabilité des minéraux et d'analogies avec les corps célestes extraterrestres.

Gravimétrie et isostase

Les premières indications de la matière interne de la Terre résultaient de sa densité moyenne de 5,5 g/cm 3 , qui pouvait être calculée à l'aide de la loi de la gravitation en déterminant la masse terrestre . Comme les roches proches de la surface ont une moyenne de 2,7 g/cm 3 , l'intérieur de la terre doit être au moins 2 à 3 fois plus dense (le fer en a environ 8 g/cm 3 ).

Dès le début du 19ème siècle , des mesures de la direction verticale ont montré que l'intérieur de la terre a une densité plus faible sous les hautes montagnes . Des mesures précises de la gravité ( gravimétrie ) ont rapidement révélé que la croûte terrestre solide y est plus épaisse qu'ailleurs et que le manteau terrestre en dessous est constitué de roches plus lourdes. Les grandes chaînes de montagnes, comme les icebergs , plongent plus profondément dans l'intérieur de la terre plus elles sont hautes. Cet « équilibre nageant » est appelé isostase . La géodésie par satellite peut également entraîner des anomalies encore plus profondes des emplacements du manteau terrestre .

Forage

Le plus profond bien jamais foré a eu lieu en Russie sur la Kola péninsule ( Kola bien ) et a conduit à une profondeur de 12,3 km. Ici, la couche supérieure de la croûte continentale pourrait être explorée, qui à ce stade a une épaisseur d'environ 30 km. Un autre forage, le forage continental profond (KTB), qui a atteint 9,1 km, a été réalisé près de Windischeschenbach dans le Haut-Palatinat allemand . Avec une profondeur prévue de 14 km, il aurait été possible d'explorer la croûte continentale au niveau de la veine présumée où des parties des continents Ur-Afrique et Ur-Europe sont entrées en collision il y a 300 millions d'années (voir aussi Armorique ).

Les forages profonds se déplacent dans la zone crustale supérieure à moyenne et ne peuvent donc fournir qu'un petit aperçu de l'intérieur de la terre. Si l'on réduisait la terre à la taille d'une pomme, nos forages les plus profonds correspondraient à peine à un forage dans la peau. Avancer vers de plus grandes profondeurs par forage dépasse actuellement les possibilités techniques : Les hautes pressions (à une profondeur de 14 km environ 400  MPa ) et températures (à une profondeur de 14 km environ 300°C) nécessitent de nouvelles solutions.

Activité volcanique

La plus grande profondeur à partir de laquelle la matière pénètre à la surface de la terre et produit ainsi les diverses formes de volcanisme se trouve à la couche limite entre le noyau externe et le manteau inférieur, comme on peut l'observer, par exemple, dans les panaches . Le matériau extrait d'une éruption provient de différentes zones du manteau terrestre et peut être analysé en conséquence.

De plus amples informations sur les propriétés du manteau peuvent être obtenues en recherchant les dorsales médio-océaniques . Le manteau, qui se trouve directement sous la limite de la plaque, s'élève pour remplir l'espace dans les lacunes résultantes. Normalement, la roche du manteau fond sous l'effet du soulagement de la pression et forme la nouvelle croûte océanique sur le fond marin après refroidissement . Cette croûte d'environ 8 km d'épaisseur scelle l'accès à la roche du manteau d'origine. Une exception intéressante est peut-être la dorsale médio-océanique entre le Groenland et la Russie , la dorsale de Gakkel , qui est la dorsale à propagation la plus lente sur terre avec moins de 1 cm par an. Le manteau terrestre s'élève très lentement ici. Par conséquent, aucune fonte et par conséquent aucune croûte ne se forme. La roche du manteau pouvait donc se trouver directement sur le fond marin.

sismologie

Les modèles de vitesse de référence PREM et IASP91 en comparaison. Les lignes montrent les vitesses sismiques des ondes P (vert foncé pour PREM, noir pour IASP91) et S (vert clair ou gris) à l'intérieur de la terre

La terre est secouée chaque jour par des tremblements de terre qui sont enregistrés par les stations de mesure du monde entier. Les ondes sismiques émanant des tremblements de terre traversent tout le corps de la terre, l'énergie sismique se propageant dans les différentes couches à des vitesses différentes. Les vitesses de propagation dépendent des propriétés élastiques de la roche. La structure de l'intérieur de la terre peut être examinée à partir des temps de transit des trains d'ondes sismiques, de l'apparition d' ondes réfléchies et d'autres effets mesurables sur le plan sismologique tels que l' amortissement ou la diffusion .

En l'an 1912 fait Beno Gutenberg première fois la frontière entre le silicate matériau du manteau et le nickel - fer - noyau à une profondeur de 2900 km de. Peu de temps auparavant, le géophysicien croate Andrija Mohorovičić avait découvert l'interface entre la croûte terrestre et le manteau qui porte son nom . Les deux étaient possibles parce que des sauts marqués d'impédance - principalement causés par des changements soudains de la vitesse de propagation des ondes sismiques, appelées " discontinuités sismiques " - génèrent des phases réfléchies mesurables. Les discontinuités peuvent être de nature chimique. Celles-ci sont basées sur un changement dans la composition chimique des couches terrestres, entraînant une modification des propriétés élastiques. Dans la zone de transition par exemple (MTZ, Eng. : zone de transition du manteau ) mais il y a aussi des discontinuités associées sans changement de composition chimique. Celles-ci sont basées sur des transformations de phase , avec un minéral se transformant en un minéral différemment structuré et généralement plus dense de la même composition avec une augmentation de la pression et/ou de la température.

Météorites, âge de la terre

Nos idées sur la substance de l'intérieur de la Terre sont basées, en plus des méthodes mentionnées ci-dessus, sur des conclusions d' analogie basées sur la composition des météorites . Les météorites chondritiques n'ont pratiquement pas changé depuis la formation du système solaire. On pense donc que la composition chimique globale de la terre est similaire à celle des chondrites, car on pense que celles-ci ressemblent à leur tour aux planétésimaux à partir desquels la terre a été formée. Parmi les météorites, cependant, il existe également des fragments de corps mères différenciés : les météorites de fer et les pallasites appartenant aux météorites pierre-fer proviennent vraisemblablement du noyau terrestre ou de la zone de transition entre le noyau et le manteau des astéroïdes différenciés, tandis que les achondrites proviennent de leur manteau ou leur croûte. Les météorites peuvent donc être utilisées pour étudier des matériaux du noyau et du manteau qui ne sont pas accessibles pour des investigations directes sur Terre.

Les météorites jouent un rôle énorme dans la datation du système solaire et aussi de la terre. Clair Cameron Patterson et Friedrich Georg Houtermans ont d' abord déduit l'âge de la terre de 4,55 milliards d'années en utilisant la datation uranium-plomb sur la météorite de fer Canyon Diablo . Des méthodes de datation basées sur d'autres systèmes isotopiques ( p . ex. 87 Rb- 87 Sr, 147 Sm- 143 Nd) ont depuis confirmé cet âge. Le matériau le plus ancien trouvé sur terre sont des cristaux de zirconium en Australie occidentale avec un âge allant jusqu'à 4,4 milliards d'années, qui constituent ainsi une limite inférieure de l'âge de la terre.

Voir également

Littérature

  • Cesare Emiliani : Planète Terre. Cosmologie, géologie et évolution de la vie et de l'environnement , ISBN 0-521-40949-7 , Cambridge University Press, Cambridge 1992.
  • László Egyed : Solid Earth Physics , Akadémiai Kiadó, Budapest 1969, 370 pp.
  • Walter Kertz : Introduction to Geophysics , Spektrum Akademischer Verlag 1970/1992, 232 pp.
  • Karl Ledersteger : Géodésie astronomique et physique . In : Jordan / Eggert / Kneissl (dir.) : Handbuch der Vermessungskunde, Volume V, Verlag JB Metzler, Stuttgart 1969, 871 pp.
  • Harry Y. McSween, Jr. : Météorites et leurs planètes mères. , ISBN 0-521-58303-9 , Cambridge University Press, Cambridge 1999.
  • Frank Press , Raymond Siever : Comprendre la Terre , ISBN 0-7167-3504-0 , WH Freeman, New York 2000.
  • David Graham Smith: The Cambridge Encyclopedia of Earth Sciences , ISBN 0-521-23900-1 , Cambridge University Press, Cambridge 1981.
  • Harald Zepp : Géographie générale du plan au sol. Géomorphologie , 3e édition, ISBN 3-8252-2164-4 , Verlag Ferdinand Schöningh GmbH, Paderborn 2004.

liens web

Commons : Structure of the Earth  - collection d'images, de vidéos et de fichiers audio

Références et notes de bas de page

  1. ^ Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens : Géologie générale . Ed. : Pearson Education Deutschland GmbH. 9e édition. Munich 2009, ISBN 978-3-8273-7335-9 , p. 402-404 (Anglais : Terre : Introduction à la géologie physique . Traduit par Tatjana D. Logan ).
  2. ↑ Note: Le terme de la surface de la terre , d'autre part, représente toute la zone de l'atmosphère terrestre, à savoir la surface du terrain exposée dans l'air et la surface de l'eau.
  3. ↑ a b Le système planétaire et météoritique du soleil se caractérise par une inclinaison relativement faible ( écliptique ) des orbites des corps célestes considérés par rapport au plan équatorial du soleil. On peut donc parler de « disque d'accrétion », car il est généralement caractéristique des systèmes tournants.