La structure interne de la terre

L'intérieur de la terre est constitué d'une succession de couches de propriétés physiques différentes. Au centre le noyau qui forme 17% du volume terrestre et qui se divise en un noyau interne solide et un noyau externe liquide. Puis, le manteau qui constitue le gros du volume terrestre, 81% et qui lui-même se divise en un manteau inférieur solide et en un manteau supérieur principalement plastique mais dont la partie tout à fait supérieure est solide. Finalement, la croûte (ou écorce) qui compte pour moins de 2% en volume et qui est solide.

Deux discontinuïtés importantes séparent croûte, manteau et noyau et sont:

La discontinuïté de Mohorovicic (Moho) qui marque un contraste de densité entre la croûte terrestre et le manteau.

La discontinuïté de Gutenberg qui marque un contraste important de densité entre le manteau et le noyau.

La couche plastique du manteau supérieur est appelée asthénosphère. Les deux couches solides qui la surmontent (couche solide de la partie supérieure du manteau supérieur et la croûte terrestre) forment la lithosphère.

On reconnaît deux types de croûte terrestre :

La croûte océanique (celle qui en gros se situe en dessous des océans) formée de roches basaltiques de densité 3,2 et qu l'on nomme aussi SIMA (SIlicum-MAgnésium).

La croûte continentale (située au niveau des continents) plus épaisse à cause de sa faible densité (roches granitiques à intermédiaires de densité 2,7 à 3) et que l'on nomme SIAL (SIlicum-ALuminium).

La couverture sédimentaire est une mince pellicule de sédiments produits et redistribués à la surface de la croûte par divers agents d'érosions (eau, vent, glace,...) et qui compte pour très peu en volume.

L'intérieur de la terre est donc constitué d'un certain nombre de couches superposées qui se distinguent par leur état solide, liquide ou plastique ainsi que par leur densité.

Une sorte d'échographie de l'intérieur de la terre a été établie à partir du comportement des ondes sismiques lors des tremblements de terre. Les sismologues Mohorovicic et Gutenberg ont réussi à determiner l'état et la densité des couches par l'étude du comportement de ces ondes sismiques.La vitesse de propagation des ondes sismiques est fonction de l'état et de la densité de la matière. Certains types d'ondes se propagent autant dans les liquides que dans les solides ou dans les gaz, alors que d'autres ne se propagent que dans les solides. Lorsqu'il se produit un tremblement de terre à la surface du globe, il y a émission d'ondes dans toutes les directions.

Il existe deux grands domaines de propagation des ondes qui sont :

Les ondes de surface, qui se propagent à la surface du globe, dans la croûte terrestre et qui causent tous ces dommages associés aux tremblements de terre.

Les ondes de fond, qui se propagent à l'intérieur de la terre et qui peuvent être enregistrées en plusieurs points du globe. Ces ondes de fond sont classées en deux grands types, les ondes de cisaillement (ou ondes S) et les ondes de compression (ou ondes P).

Le magnétisme terrestre

La compréhension du magnétisme terrestre a constitué un pas très important dans la formulation de la théorie de la tectonique des plaques.

Deux aspects du magnétisme retiennent l'attention : Le paléomagnétisme et les inversions du magnétisme terrestre.

La découverte de bandes d'anomalies magnétiques sur les planchers océaniques parallèles aux dorsales est venue cautionner la théorie de l'étalement des fonds océaniques de Hesse.

Le Paléomagnétisme

Bien que les chinois aient découvert les premiers le magnétisme terrestre dès l'an 1040, il revient à William Gilbert, physicien et médecin de la reine Elisabeth I d'angleterre au début du 18ème siècle, d'avoir réalisé que si l'aiguille aimantée d'une boussole pointe invariablement vers le nord, c'est qu'il y a quelque chose, une sorte d'aimant placé au centre de la terre. Par conséquent, il devient possible de calculer la direction et l'intensité du champ magnétique en tout point de la surface du globe.

La terre agit comme un dipôle magnétique, ou encore comme un aimant. Les lignes de forces magnétiques établissent tout autour de la planète le champ magnétique terrestre. C'est la raison pour laquelle l'aiguille d'une boussole s'aligne automatiquement selon les lignes de force, dans une direction nord-sud.

Il aura fallu attendre près de deux siècles, soit vers la fin du 19ème siècle pour que l'on développe le magnétomètre, appareil capable de mesurer l'intensité du champ magnétique. C'est l'ouverture de la porte vers l'exploration quantitative du champ magnétique terrestre. On se rend compte alors qu'il y a des anomalies, i.e. des différences entre les intensités mesurées en un lieu donné et les intensités théoriques calculées selon l'hypothèse de Gilbert. On parlera d'anomalie positive lorsque le champ réel est supérieur au champ théorique et d'anomalie négative lorsque le champ réel y est inférieur.

Le physicien napolitain Macedonio Melloni (1853) découvre que chaque roche volcanique possède sa propre aimantation. Il formule l'hypothèse que cette aimantation a été acquise lors du refroidissement de la lave qui enregistre le champ magnétique terrestre de l'époque. Les laves possèdent donc une "mémoire magnétique". Deux chercheurs français, Brunhes (1906) et Mercanton (1910-1930), confortent cette découverte en y apportant les fondements théoriques. Il a cependant fallu attendre l'aprés-guerre pour voir une utilisation intensive de cette "mémoire magnétique".

C'est une percée technologique qui a lancé toute l'histoire. En 1952, le physicien anglais Patrick Blackett, prix Nobel en 1948, invente au cours de recherches sur les relations entre le magnétisme terrestre et la rotation de la terre le magnétomètre astatique, capable de mesurer des champs magnétiques extrêmement faibles. En 1959, avec ses collaborateurs Keith Runcorn et Ted Irving, il utilise l'appareil pour mesurer la "mémoire magnétique" des roches. C'est la naissance d'une discipline que l'on appelle aujourd'hui le PALEOMAGNETISME.

On se rend compte que grâce à cette mémoire, on peut déterminer la position des pôles magnétiques pour diverses périodes géologiques à partir de roches dont l'âge est connu. Runcorn propose de définir, époque par époque, la position d'un paléopôle magnétique pour diverses régions. C'est un travail minutieux qui consiste d'abord à définir pour l'Europe une trajectoire de la "promenade des pôles" (polar wandering) à travers les temps géologiques puis ensuite, de faire le même exercice pour l'Amérique.

La carte ci-dessous présente une vue de l'hémisphère nord, centrée sur le pôle nord magnétique, selon la géologie actuelle.

En trait rouge, trajectoire apparente du pôle nord magnétique terrestre établie à partir de plusieurs mesures du paléomagnétisme sur des échantillons datant de l'éocène au cambrien, prélevés sur le continent européen. En trait bleu, trajectoire établie à partir d'échantillons datant de l'éocène au silurien, prélevés sur le continent nord-américain. En trait vert, trajectoire établie à partir d'échantillons datant de l'éocène au jurassique, prélevés en Inde.

Légende des abréviations : E - Eocène (50 Ma) J - Jurassique (175 Ma) T - Trias (225 Ma) P - Permien (260 Ma) Ca - Carbonifère (320 Ma) S - Silurien (420 Ma) Cb - Cambrien (530 Ma) Les âges absolus correspondent au milieu de la période mentionnée.

Deux choses apparaissent anormales :

1 - Les trois trajectoires ne coïncident pas, il devrait pourtant n'y avoir qu'une trajectoire puisqu'il n'y a qu'un seul pôle nord magnétique terrestre.

2 - Plus on recule dans le temps, plus le pôle magnétique s'éloigne du pôle géographique, on sait aujourd'hui que même si le pôle magnétique terrestre se déplace par rapport au pôle géographique, ce déplacement est faible. Les trajectoires représentées ici, sont donc beaucoup trop longues pour être réalistes.

Durant l'intervalle entre la découverte du paléomagnétisme et la formulation de la théorie de la tectonique des plaques, on a cru à cette hypothèse du "polar wandering". Aujourd'hui, on comprend bien que la seule façon de résoudre ce problème de l'apparente promenade des pôles à travers les temps géologiques et de leur manque de concordance selon que les données viennent d'un continent ou l'autre, est de déplacer les masses continentales les unes par rapport aux autres. C'est d'ailleurs ainsi que l'on parvient à reconstituer la position relative des continents pour chaque époque géologique, la théorie de Wegener refait surface!

Wegener avait supposé que la Pangée avait existé depuis l'origine de la terre et qu'elle n'avait commencé à se disloquer qu'autour des 200 Ma. La dérive des continents était pour lui un phénomène irréversible : Morcellement d'un "mégacontinent" originel en parties de plus en plus petites. Mais les paléomagnéticiens (certains disent les paléomagiciens!) ne se sont pas arrétés aux derniers 200 Ma. Ils ont reculé jusqu'au début du paléozoïque pour se rendre compte qu'il y a eu des dérives continentales plus anciennes, antérieures à 300 Ma.

Mais, toutes ces reconstitutions laissèrent sceptiques la communauté scientifique des années 50 jusque début des années 60. De nombreuses objections seront soulevées, le tout puissant physicien Harold Jeffreys, adversaire irréductible de tout mobilisme, ira jusqu'à écrire que le marteau utilisé pour le prélèvement des échantillons était responsable de l'aimantation.

On sait aujourd'hui, grâce à la théorie de la tectonique des plaques, que les continents ont bougé tout au long de l'histoire géologique et, le paléomagnétisme est utilisé comme outil de base pour reconstituer la position des continents aux diverses époques géologiques.