Terre (suite)

Noyau

Sa partie externe se comporte comme un liquide envers les ondes sismiques. L’hypothèse la plus plausible sur sa constitution, tenant compte également de ses propriétés électromagnétiques, qui lui imposent une conductibilité électrique très élevée, fait appel à un métal en fusion (fer, nickel, etc.). Sa partie interne serait de nouveau assimilable à un corps solide, care elle permet le passage d’ondes sismiques transversales.

Relations entre la croûte et le manteau supérieur

Même réduit à la « formation des océans », le premier de ces problèmes implique deux processus totalement différents : d’une part, celui de la formation des « bassins » géologiques et, d’autre part, celui de l’eau qui s’y déverse. On ne connaît que très vaguement les premières répartitions des mers sur le globe, mais, en se limitant à l’origine des mers actuelles, on doit supposer l’existence ou la formation pseudo-spontanée de failles originelles à une certaine époque. La présence présupposée de telles failles permet l’intervention du processus d’expansion et, par les remontées et les coulées de magma venant du manteau supérieur, la formation d’un sol nouveau issu de certaines parties du manteau supérieur. La matière constituant ce sol est donc plus dense que la croûte d’origine qu’il recouvre ou repousse. Son expansion en surface et en épaisseur fait ainsi peser, là où elle s’exerce, une pression supplémentaire, pression que la nature plastique, à l’échelle des temps géologiques, des couches les plus élevées du manteau supérieur permet de transmettre et de répartir en de vastes étendues du sous-sol. Là où elle n’aurait pas été recouverte par ce magma venant de l’intérieur, la croûte initiale aurait été soumise à deux efforts à angle droit : un effort de soulèvement vertical, dû à la transmission de la pression, et un effort de refoulement horizontal, dû à l’expansion du magma, avec des couplages mécaniques possibles entre eux, de natures complexes. Ce serait l’origine de l’individualisation des continents, expression qui paraît plus juste que formation, puisque la croûte de ces continents serait principalement l’ancienne croûte qui existait préalablement à ce processus. Celui-ci met d’autre part en lumière le rôle joué par la théorie de l’isostasie, suivant laquelle les différentes parties du relief terrestre, aussi bien celui des continents que celui des bassins océaniques, seraient supportées par des couches sous-jacentes suffisamment « fluides » pour réaliser à une certaine profondeur commune un équilibre de pression « hydrostatique ».

D’une façon plus générale, les théories précédentes font appel à un processus complet de circulation horizontale et verticale des parties les plus fluides du manteau supérieur ainsi qu’à leur intrusion parmi les portions du globe encore recouvertes de croûtes anciennes. De nombreux schémas ont été proposés pour cette circulation. Si, de plus, l’on tient compte des phénomènes d’érosion, de sédimentation, d’usure et de vieillissement de toutes sortes qui peuvent affecter aussi bien les croûtes anciennes que les dépôts de magma plus récents, on conçoit que la complexité des résultats à interpréter soit considérable. Un problème crucial reste celui de la nature et de la formation des failles initiales, en relation notamment avec le problème pratique des dangers sismiques. Une des réponses théoriques à ce problème fait appel à la récente « théorie des plaques ».

Par l’étude de la propagation des ébranlements causés par les tremblements de Terre, la sismologie* fournit des indications assez complètes sur les densités à l’intérieur du globe. On sait depuis longtemps que la densité moyenne du globe est de 5,52, alors que celle des matériaux de sa surface n’atteint que 2,7. La sismologie conduit à définir trois niveaux de discontinuité, qui correspondent aux séparations entre la croûte et le manteau (– 30 km), entre le manteau et le noyau (– 2 900 km), enfin entre le noyau et la graine (– 5 100 km). Croissant progressivement avec la profondeur dans chacune de ces couches, la densité atteint 3,3 à 30 km, puis varie de 5,7 à 9,3 au passage dans le noyau et de 11,7 à environ 17 en arrivant à la graine. Il est difficile de se représenter l’état de la matière vers le centre sous l’effet de la pression qui y règne ; la plupart des corps doivent passer à un état métallique. Contrairement à la plupart des autres planètes (Jupiter excepté), la Terre présente une assez forte aimantation. Sa conductivité électrique, très élevée pour le noyau, est extrêmement variable dans ses autres parties, mais, pris dans son ensemble, le globe terrestre, ainsi que le sol pris en larges surfaces, se comporte comme un très bon conducteur.

Forme de la Terre

La forme de la Terre est voisine de celle d’une sphère de 6 370 km de rayon, légèrement aplatie dans la direction de l’axe polaire, se rapprochant ainsi de celle d’un ellipsoïde aplati d’un peu plus d’un trois-centième, ce qui correspond à un excès du rayon équatorial sur le rayon polaire de 21,5 km, soit très sensiblement l’écart entre les niveaux extrêmes des accidents du relief solide naturel. L’aplatissement du globe terrestre est lié, comme pour les autres planètes, à sa rotation.

On a cherché à définir un globe moyen, de forme géométrique simple, aussi proche que possible du globe réel et propre à constituer une surface-origine des altitudes de l’enveloppe physique de la Terre. Il fallait, pour cela, connaître d’abord la forme générale du globe, c’est-à-dire mesurer la Terre. Le seul moyen d’y parvenir est de mesurer des arcs le long de la surface terrestre entre des paires de points dont l’écart angulaire par rapport à son centre soit connu, et la seule référence de tels angles est le fond des étoiles. La direction d’une étoile par rapport à des axes et des plans liés à la Terre au lieu d’observation varie quand on se déplace, compte tenu, évidemment, de la rotation du globe en 24 heures ; c’est ainsi, par exemple, que le pôle s’abaisse sur l’horizon à mesure que l’on chemine vers l’équateur. La référence fondamentale est la verticale, avec le plan horizontal qui lui est perpendiculaire, indiquée par le fil à plomb et normale à la surface libre d’un liquide au repos, c’est-à-dire la direction de la pesanteur ; or, celle-ci comprend l’effet de la force centrifuge due à la rotation diurne de la Terre, de sorte que la verticale ne passe pas au centre de masse de celle-ci, sinon dans deux cas : d’une part au pôle, où la force centrifuge est nulle ; d’autre part sur l’équateur, où elle agit le long du rayon. C’est pourquoi, ayant choisi comme forme la plus simple celle d’un ellipsoïde de révolution, on a cherché d’abord à se rapprocher d’une surface de niveau de la pesanteur voisine du niveau moyen des mers : c’est le géoïde*. Toutefois, le potentiel terrestre comporte des inégalités locales commandées par la distribution des masses internes, si bien que les surfaces de niveau de la pesanteur (résultante de la force de gravitation, dérivée du potentiel et de la force centrifuge), et en particulier le géoïde, ne sont pas des ellipsoïdes de révolution. On a donc choisi un ellipsoïde* de référence, défini par deux paramètres, qui sont généralement son rayon a et son aplatissement lui-même le plus voisin du géoïde et qui sert d’origine pour les altitudes ; les deux surfaces arrivent à s’écarter d’un peu plus de 1 hm, ce qui n’est nullement négligeable, puisque la valeur de a peut être donnée au mètre. Le potentiel terrestre peut s’étudier directement grâce au mouvement des satellites artificiels qui se déplacent dans le champ extérieur de la Terre, évidemment affranchi de tout effet de la rotation diurne, sinon un faible entraînement physique par l’atmosphère ; les mesures de pesanteur, au contraire, ne peuvent être interprétées en potentiel qu’au moyen d’une correction de l’effet de la force centrifuge.