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Terre

La Terre
La Terre

Planète du système solaire habitée par l'homme (avec une majuscule).

ASTRONOMIE ET GÉOLOGIE

La Terre est la troisième, par la distance, des huit planètes principales qui tournent autour du Soleil. Cette situation orbitale ainsi que ses caractéristiques de masse concourent à en faire un astre « privilégié » : sa masse lui a permis de retenir une atmosphère suffisamment épaisse, qui la protège du rayonnement solaire ; son éloignement moyen du Soleil autorise la présence de l'eau sous forme liquide, condition impérative au développement de la vie. Car telle est bien l'originalité de la Terre : l'apparition de la vie à sa surface et son expansion dans une couche, la biosphère, inexistante sur les autres planètes du Système solaire.

Caractéristiques physiques et orbitales de la Terre

CARACTÉRISTIQUES PHYSIQUES DE LA TERRE

diamètre équatorial

12 756 km

diamètre polaire

12 713 km

aplatissement

0,003 4

masse

5,98 · 1024 kg

densité moyenne

5,52

période de rotation sidérale

23 h 56 min 04 s

inclinaison de l'équateur sur l'orbite

23° 26'

albédo

0,39


CARACTÉRISTIQUES ORBITALES DE LA TERRE

demi-grand axe de l'orbite

149 897 570 km, soit 1 ua (unité astronomique)

distance maximale au Soleil

152 100 000 km

distance minimale au Soleil

147 100 000 km

excentricité

0,0167

inclinaison sur l'écliptique

0 par définition

période de révolution sidérale

365 j 6 h 9 min 9,5 s

vitesse orbitale moyenne

29,79 km/s

1. Les données astronomiques de la Terre

Prototype des planètes telluriques, la Terre décrit autour du Soleil une orbite elliptique à une distance moyenne de 149,6 millions de km. Le plan de cette orbite est l'écliptique. La Terre tourne aussi autour d'un axe passant par son centre de gravité (axe des pôles). La révolution autour du Soleil (en 365 jours) détermine la durée de l'année, et la rotation autour de l'axe des pôles (en 23 h 56 min), celle du jour, avec ses variations suivant les saisons.

La forme de la Terre est voisine de celle d'une sphère, légèrement aplatie aux pôles. Cette forme est conditionnée essentiellement par les forces de pesanteur auxquelles sont adjointes les actions dues à la rotation, ce qui détermine, en particulier, le géoïde.

La masse de la Terre peut se déduire de l'intensité du champ de pesanteur, de la connaissance de ses dimensions et de la valeur de la constante d'attraction universelle : elle est de 5,98.1024 kg, ce qui correspond à une masse volumique moyenne de 5,52.103 kg/m3, la répartition de cette masse se faisant par couches concentriques.

Parmi les caractères spécifiques de la planète Terre, il faut retenir : l'existence de son satellite naturel, la Lune, qui joue un rôle fondamental dans le phénomène des marées ; la propriété du globe terrestre de posséder un champ magnétique relativement intense (comparé à celui des autres planètes telluriques) qui a subi un grand nombre de renversements au cours de son histoire.

→ paléomagnétisme.

2. L’âge et l’origine de la Terre

2.1. La formation de la Terre

L'âge de la Terre est aujourd'hui estimé à 4,6 milliards d'années. La Terre se serait formée au sein d'une masse gazeuse, avec condensation et décantation progressives (→ accrétion), sous les effets combinés des forces de gravité et des divers processus de transformation énergétique (notamment la libération des énergies de « condensation » gravimétrique et de celles dues aux réactions d'ordre nucléaire).

Ces processus ne sont pas foncièrement différents de ceux que l'on fait intervenir dans la formation de la majorité des objets célestes. La Terre primitive, à très haute température, était sans doute en grande partie à l'état fondu. Dans cette matière en fusion, la gravité a engendré une différenciation entre un noyau très dense et des couches périphériques plus légères, ce qui explique la différence entre la densité moyenne du globe et la densité des roches de surface.

2.2. La formation de la croûte terrestre

Les théories de l'expansion des fonds océaniques et de la tectonique des plaques ont reçu un apport expérimental concret par la mise en évidence (depuis les années 1960) du rôle fondamental joué par les dorsales océaniques. Celles-ci sont le résultat d'un épanchement continu d'un magma sous-jacent, de caractère basaltique, qui, en se déversant de part et d'autre, reforme sans cesse de nouveaux fonds marins et repousse les fonds anciens.

Ce modèle rend bien compte de la faible épaisseur de la croûte terrestre, formée majoritairement de silice et d'alumine et dont la densité est de l'ordre de 2,7, par contraste avec les couches plus profondes, principalement du manteau, plus riche en magnésium, fer, etc., et plus dense, de l'ordre de 3,3 sous les océans.

Pour en savoir plus, voir l'article géologie.

La question des âges, périodes ou ères géologiques relève de la stratigraphie et de la géochronologie. En effet, reconstituer l'histoire de la Terre exige de dater les événements enregistrés dans les roches. Les datations peuvent être relatives et permettent de comparer deux roches ou situer un événement par rapport à un autre. Mais il faut aussi connaître l'âge absolu. La radiochronologie, fondée sur la radioactivité naturelle et la loi de décroissance radioactive des radionucléides, permet de donner un âge aux formations géologiques (→ ères géologiques). La combinaison des datations relatives et absolues a conduit à l'élaboration de l'échelle stratigraphique qui sert de référence aux études géologiques.

Pour en savoir plus, voir l'article histoire de la Terre.

3. La structure de la Terre

La Terre est une succession de couches, solides, liquide et gazeuse, plus ou moins emboîtées.

L'enveloppe gazeuse constitue l'atmosphère, formée d'éléments légers volatils, qui proviennent du dégazage du globe solide.

L'enveloppe liquide, ou hydrosphère, comprend l'ensemble des mers, océans, rivières et glaciers, banquise ; sa composition moyenne est pratiquement celle de l'eau de mer (→ eau).

Les couches solides sont, en proportion de leur masse, les plus importantes. Schématiquement, la partie solide de la Terre se divise en trois zones concentriques qui sont : la croûte, le manteau (subdivisé en manteau supérieur et manteau inférieur) et le noyau (subdivisé en noyau externe et noyau interne ou graine).

Ces résultats sont déduits principalement de l'interprétation des observations sur la propagation des ondes sismiques (→ sismologie), renforcée par de puissants moyens informatiques qui permettent aujourd'hui de réaliser des tomographies sismiques. On fait aussi appel à des méthodes gravimétriques, géothermiques, magnétiques et électromagnétiques, etc., sans oublier les données géologiques.

3.1. La croûte terrestre

De toutes ces zones, la croûte est à la fois la zone la plus connue et la moins connue de par sa complexité et sa variabilité. Globalement, on distingue : la croûte continentale, de 30 à 40 km d'épaisseur environ (atteignant 75 km parfois, sous les montagnes), comprenant des roches sédimentaires ou métamorphiques sur quelques kilomètres, « posées » sur une couche de type granitique ; la croûte océanique, d'environ 5 à 10 km d'épaisseur, composée en majorité de basalte. Le passage de la croûte au manteau se situe le long de la discontinuité de Mohorovičić (ou moho), liée à une variation brusque de vitesse des ondes sismiques la traversant, qui est considérée comme enveloppant le manteau d'une façon continue.

3.2. Le manteau terrestre

Sous cette discontinuité, le manteau s'étend jusqu'à une profondeur de 2 900 km environ. La viscosité des solides qui constituent le manteau terrestre conduit à de gigantesques mouvements de convection. La base du manteau est limitée par la discontinuité de Gutenberg. Le fait marquant à ce niveau est la disparition des ondes sismiques de cisaillement, montrant le passage de matériaux solides à un noyau fluide.

3.3. Le noyau

Le noyau se divise en noyau externe, fluide, jusqu'à une profondeur de 5 100 km, et noyau interne, solide, appelé graine, de 1 250 km d’épaisseur, où règne une température comprise entre 3 800 et 5 500 °C selon la profondeur. Le noyau externe, de 2 225 km d’épaisseur, composé en majorité de fer en fusion, serait le siège de phénomènes convectifs à l'origine du champ magnétique terrestre.

3.4. Autre découpage

À cette décomposition de nature chimique et minéralogique se superpose une décomposition de nature physique qui traduit un changement de l'état cristallin de la matière. Ce découpage est le suivant :
– la lithosphère, enveloppe externe rigide pouvant atteindre 100 km d'épaisseur sous les continents (c'est la zone mise en jeu dans la théorie de la tectonique des plaques) ;
– l'asthénosphère, marquée par une faible résistance mécanique due à un état visqueux des matériaux la composant, jusqu'à 350 à 400 km de profondeur environ ;
– la mésosphère, rigide dans sa partie haute jusqu'à 650 km environ.

Pour en savoir plus, voir l'article géologie.

4. Le champ magnétique terrestre

La Terre est affectée d'un champ magnétique dont l'axe est légèrement décalé (11,5°) par rapport à l'axe de rotation de la Terre. Le magnétisme est provoqué par le mouvement du magma métallique dans le noyau externe liquide qui tourne autour du noyau interne solide. Il n’est pas dû au fer qui compose le noyau. Ces mouvements font que le globe terrestre se comporte comme si un énorme aimant droit était placé en son centre.

→ géomagnétisme.

Cependant, les lignes de force magnétiques ne se développent pas symétriquement dans l'espace d'un pôle à l'autre : les sondes spatiales ont ainsi établi que la zone d'influence de ce champ dans l'espace est limitée par une frontière, la magnétopause, sur laquelle viennent buter les particules chargées qu'émet, en permanence, le Soleil.

Le champ magnétique terrestre présente également des variations à court terme (de l'ordre de la journée, du mois ou de l'année) de faible intensité (0,1 % du champ total), qui sont provoquées par des perturbations dans la magnétosphère (par exemple, les aurores polaires). Il existe aussi des variations séculaires, voire carrément des inversions du champ. Ces dernières sont notamment enregistrées par les roches éruptives durant leur refroidissement (aimantation thermorémanente).

La cartographie précise de la direction d'aimantation enregistrée par ces roches permet de dresser des cartes de la dérive des continents, de la dérive apparente des pôles, de l'expansion du plancher des océans, et d'étalonner les successions stratigraphiques de sédiments par référence aux données paléomagnétiques successives qui y ont été enregistrées sur une même verticale, donc dans le temps (magnétostratigraphie).

Pour en savoir plus, voir les articles géochimie, géologie, géophysique, roche.