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" Pour bien comprendre la formation des Minéraux et des Roches
il faut connaître la structure interne de la Terre. "
Auteur : JJ Chevallier
assisté IA pour la vérification.
Mineralogie.club – Sciences de la Terre
Texte original rédigé en 2003, révisé et mis scientifiquement à jour en 2026.
Version 2.0 - 09-2026
Résumé
La Terre résulte d'un long processus d'accrétion et de différenciation ayant conduit à l'organisation d'enveloppes concentriques aux propriétés physiques et chimiques distinctes. Les connaissances actuelles sur la structure interne terrestre reposent principalement sur la sismologie, complétée par la géochimie isotopique, la gravimétrie et les expériences à haute pression. L'étude de ces enveloppes permet de comprendre le fonctionnement de la tectonique des plaques, l'origine du volcanisme, des séismes et du champ magnétique terrestre.
Sommaire
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Résumé
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Préambule : Chronologie de la formation de la Terre durant l’Hadéen
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Introduction
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La croûte terrestre
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Le manteau terrestre
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Les enveloppes mécaniques
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Le noyau terrestre
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Les principales discontinuités sismiques
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La convection mantellique : moteur de la tectonique des plaques
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Notes de bas de page
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Bibliographie
PRÉAMBULE
Chronologie de la formation de la Terre durant l’Hadéen
L'Hadéen correspond à la première éon de l'histoire terrestre. Il débute avec la formation de la Terre, datée à environ 4,567 milliards d'années, et s'achève au début de l'Archéen vers 4,0 milliards d'années (Canup & Asphaug, 2001 ; Halliday, 2013).¹
Cette période est marquée par une activité géologique intense, des collisions majeures et la mise en place progressive des grands réservoirs internes de la planète.
1. L'accrétion planétaire (4,65 à 4,56 Ga)
La Terre s'est formée au sein du disque protoplanétaire entourant le jeune Soleil. Des poussières et particules solides se sont progressivement agglomérées sous l'effet de la gravitation pour former des planétésimaux.
Les collisions successives entre ces objets ont conduit à la formation d'embryons planétaires puis de la proto-Terre. L'énergie libérée lors de ces impacts, associée à la désintégration de radionucléides à courte période, a provoqué un échauffement intense du jeune globe (Canup & Asphaug, 2001).
2. La différenciation interne (4,56 à 4,50 Ga)
Lorsque les températures internes sont devenues suffisamment élevées, une fusion partielle puis quasi globale de la proto-Terre s'est produite.
Sous l'effet de la gravité :
-
les éléments métalliques les plus denses, principalement le fer et le nickel, ont migré vers le centre ;
-
les matériaux silicatés moins denses sont demeurés dans les régions périphériques.
Cette séparation gravitationnelle, appelée différenciation planétaire, a conduit à la formation d'un noyau métallique entouré d'un manteau silicaté (Halliday, 2013).
Une première atmosphère riche en hydrogène et en hélium, héritée de la nébuleuse solaire, a probablement existé mais fut rapidement dissipée sous l'action du vent solaire.
3. L'océan magmatique global (4,50 à 4,47 Ga)
Au cours des premiers dizaines de millions d'années, la Terre était probablement recouverte d'un vaste océan magmatique.²
Les échanges entre cet océan et l'atmosphère ont permis le dégazage massif de composés volatils :
-
vapeur d'eau ;
-
dioxyde de carbone ;
-
azote ;
-
gaz rares.
Cette phase constitue l'une des étapes fondamentales de la formation de l'atmosphère secondaire terrestre (Marty, 2012).
4. Refroidissement de la surface et apparition des premières croûtes (4,47 à 4,40 Ga)
La diminution progressive du flux thermique a permis la cristallisation des couches superficielles du magma.
Les premières croûtes solides se sont formées tandis que la vapeur d'eau commençait à se condenser.
Les études isotopiques réalisées sur les zircons hadéens de Jack Hills suggèrent l'existence de surfaces relativement stables et peut-être même d'eau liquide dès 4,4 milliards d'années (Valley et al., 2002).³
Points essentiels
L'Hadéen correspond à la mise en place :
-
du noyau métallique ;
-
du manteau silicaté ;
-
des premières croûtes ;
-
de l'atmosphère secondaire.
Ces transformations ont créé les conditions physiques et chimiques ayant rendu possible l'évolution ultérieure de la planète et l'émergence des environnements prébiotiques.
INTRODUCTION
La Terre est constituée d'enveloppes concentriques différenciées par leur composition chimique, leur densité, leur état physique et leurs propriétés mécaniques.
L'essentiel de nos connaissances sur l'intérieur terrestre provient de la sismologie. Les observations sont complétées par les données gravimétriques, géochimiques et les expériences à haute pression (Dziewonski & Anderson, 1981 ; Fowler, 2005).
Figure 1. Structure interne de la Terre et principales discontinuités sismiques.
Deux classifications complémentaires sont utilisées :
-
une classification chimique distinguant la croûte, le manteau et le noyau ;
-
une classification mécanique distinguant la lithosphère et l'asthénosphère.
Cette organisation interne gouverne les principaux phénomènes géodynamiques : tectonique des plaques, volcanisme, séismes et champ magnétique.
Figure 1. Structure interne de la Terre.
Figure 1. Structure interne de la Terre.
1. LA CROÛTE TERRESTRE
1. LA CROÛTE TERRESTRE
La croûte constitue l'enveloppe la plus superficielle de la Terre.
Son épaisseur varie :
-
de 5 à 10 km sous les océans ;
-
de 30 à 70 km sous les continents.
1.1 Croûte continentale
La croûte continentale est principalement constituée de roches granitiques et métamorphiques riches en quartz, feldspaths et micas.
Sa densité moyenne est voisine de 2,7.
1.2 Croûte océanique
La croûte océanique est constituée essentiellement de basaltes et de gabbros riches en plagioclases, pyroxènes et olivines.
Sa densité moyenne est proche de 3.
1.3 Discontinuité de Mohorovičić
La limite entre la croûte et le manteau supérieur est appelée discontinuité de Mohorovičić, ou Moho.⁴
Cette interface se caractérise par une augmentation brutale des vitesses sismiques, traduisant le passage des roches crustales aux péridotites mantelliques.
2. LE MANTEAU TERRESTRE
Le manteau représente environ 84 % du volume terrestre (Turcotte & Schubert, 2014).
Il s'étend depuis la base de la croûte jusqu'à environ 2 900 km de profondeur.
Bien qu'essentiellement solide, il se déforme lentement à l'échelle des temps géologiques.
2.1 Le manteau supérieur
Il comprend :
-
la partie mantellique de la lithosphère ;
-
l'asthénosphère ;
-
la zone de transition.
Entre 410 km et 660 km de profondeur, l'olivine se transforme successivement en :
-
wadsleyite ;
-
ringwoodite.
Ces changements minéralogiques influencent fortement la propagation des ondes sismiques (Karato, 2011).
2.2 Le manteau inférieur
Le manteau inférieur s'étend de 660 km à la discontinuité de Gutenberg.
Les principaux minéraux présents sont :
-
la bridgmanite ;
-
la ferro-périclase.⁵
Cette région concentre l'essentiel de la masse mantellique.
3. LES ENVELOPPES MÉCANIQUES
3.1 La lithosphère
La lithosphère constitue l'enveloppe rigide externe de la Terre.
Elle comprend :
-
la croûte ;
-
la partie supérieure du manteau.
Elle est fragmentée en plaques tectoniques mobiles.
3.2 L'asthénosphère
L'asthénosphère présente un comportement rhéologique ductile.⁶
Les roches y demeurent essentiellement solides mais leur viscosité relativement faible permet des déformations lentes sur les temps géologiques.
4. LE NOYAU TERRESTRE
Le noyau est constitué principalement de fer et de nickel associés à une faible proportion d'éléments légers.
4.1 Le noyau externe
Le noyau externe est liquide.
Les mouvements convectifs qui l'animent sont responsables de la génération du champ magnétique terrestre par effet dynamo (Stevenson, 2003).⁷
4.2 Le noyau interne
Le noyau interne est solide malgré une température supérieure à 5 000 K.
Des travaux récents suggèrent une structure interne plus complexe qu'initialement envisagée (Aubert, 2023).
5. LES PRINCIPALES DISCONTINUITÉS SISMIQUES
Discontinuité de Mohorovičić
Limite entre la croûte et le manteau supérieur.
Discontinuité de Gutenberg
Située vers 2 900 km de profondeur, elle sépare le manteau solide du noyau externe liquide.
La disparition des ondes S révèle la nature liquide du noyau externe.
Discontinuité de Lehmann
Découverte par Inge Lehmann en 1936.⁸
Elle marque la limite entre le noyau externe liquide et le noyau interne solide.
Figure 2.
A Les lignes de discontinuités avec la profondeur, la densité et la température.
B Variation des vitesses des ondes P et S avec la profondeur.
6. LA CONVECTION MANTELLIQUE : MOTEUR DE LA TECTONIQUE DES PLAQUES
La chaleur interne de la Terre provient principalement :
-
de la radioactivité naturelle ;
-
de la chaleur résiduelle issue de la formation de la planète ;
-
de la cristallisation progressive du noyau interne.
Les matériaux chauds remontent tandis que les matériaux froids et plus denses plongent vers les profondeurs.
Cette circulation participe :
-
au déplacement des plaques ;
-
à la formation des dorsales océaniques ;
-
à la subduction ;
-
au volcanisme ;
-
à l'évacuation du flux thermique terrestre.
Figure 3. Cellules convectives mantelliques, dorsales océaniques et zones de subduction.
Les modèles actuels montrent que la mobilité des plaques résulte de la combinaison de la convection mantellique, de la traction des plaques plongeantes (slab pull) et de la poussée gravitaire exercée au niveau des dorsales (ridge push) (Turcotte & Schubert, 2014).⁹
La convection mantellique : trois modèles
La convection mantellique correspond aux mouvements de matière qui permettent le transfert de chaleur à l’intérieur du manteau terrestre. Son organisation reste discutée, notamment en raison de la difficulté à concilier les observations sismologiques et géochimiques.
Figure A : convection à un seul étage
Dans ce modèle, l’ensemble du manteau forme un même système convectif. Les plaques océaniques en subduction peuvent descendre jusqu’à la base du manteau, au niveau de la couche D’’. Les panaches mantelliques prendraient naissance dans cette région profonde avant de remonter vers la surface. Ce modèle est cohérent avec la tomographie sismique (fig. 2.16), mais explique moins bien l’existence de réservoirs mantelliques présentant des signatures géochimiques différentes.
Figure B : convection à deux étages
Le manteau supérieur et le manteau inférieur formeraient deux systèmes convectifs relativement indépendants, séparés vers 670 km de profondeur. Cette organisation permet d'expliquer les différences géochimiques entre les basaltes MORB, associés à un manteau supérieur appauvri, et les OIB, considérés dans ce modèle comme issus d’un réservoir profond plus fertile et moins dégazé. Toutefois, elle implique que les plaques subduites restent bloquées vers 670 km, ce que les données sismiques ne montrent pas systématiquement.
Figure C : un modèle intermédiaire
Un modèle de convection partiellement stratifiée permet de mieux concilier ces observations. La transition située vers 670 km peut ralentir les plaques en subduction sans nécessairement les arrêter. Des échanges intermittents restent donc possibles entre le manteau supérieur et le manteau inférieur. Ce fonctionnement permet à la fois le maintien de réservoirs géochimiques distincts et le transfert de matière à travers l’ensemble du manteau.
7. Le gradient géothermique
Le gradient géothermique correspond à l'augmentation de la température à l'intérieur de la Terre à mesure que l'on s'éloigne de la surface vers les profondeurs.
Caractéristiques principales
-
Valeur moyenne en surface : Il s'élève en moyenne à 3 °C tous les 100 mètres (soit environ 30 °C par kilomètre) dans la croûte terrestre continentale.
-
Variation selon les zones : Il est beaucoup plus fort près des dorsales océaniques (où la lithosphère est mince et chaude) et beaucoup plus faible dans les zones stables.
-
Évolution en profondeur : Ce rythme de 30 °C/km ne se maintient pas jusqu'au centre de la planète. Dans le manteau, le gradient devient beaucoup plus faible en raison des mouvements de convection qui brassent et homogénéisent la chaleur.
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Origine de la chaleur interne
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Désintégration radioactive : Elle représente la source majeure (environ 90 %) de la chaleur du sous-sol terrestre grâce aux éléments radioactifs présents dans les roches.
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Chaleur résiduelle : Il s'agit de l'énergie emmagasinée lors de la formation de la Terre et de son accrétion initiale.
Le graphique représentant l'évolution de cette température en fonction de la profondeur est appelé le géotherme. Au centre de la Terre, au niveau du noyau, la température estimée atteint entre 5 400 °C et 6 500 °C.
Une page est dédié à l'étude ce chapitre
References
Bureau de Recherches Géologiques et Minières. (s. d.). La géothermie. BRGM.
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Encyclopédie de l'Environnement. (2017). La géothermie : Une source significative d'énergie ? Encyclopédie de l'Environnement.
Geosciences LibreTexts. (s. d.). 3.3: Earth's interior heat. LibreTexts Geosciences.
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The Earth's thermal gradient. (1974). Physics Today, 27(3), 15–17. doi.org [1]
Wikipédia. (2026). Gradient géothermique. wikipedia.org.
NOTES DE BAS DE PAGE
¹ Datation fondée principalement sur les inclusions riches en calcium et aluminium (CAI) des météorites primitives.
² Le modèle de l'océan magmatique global demeure l'hypothèse dominante pour expliquer la différenciation précoce de la Terre.
³ Les zircons de Jack Hills représentent les plus anciens minéraux terrestres actuellement connus.
⁴ Découverte d'Andrija Mohorovičić publiée en 1909.
⁵ La bridgmanite est probablement le minéral le plus abondant de la Terre.
⁶ L'asthénosphère ne constitue pas un vaste océan magmatique ; elle demeure essentiellement solide.
⁷ Le mécanisme générateur du champ magnétique terrestre est appelé géodynamo.
⁸ La découverte de cette discontinuité a permis d'établir l'existence du noyau interne solide.
⁹ Les plaques tectoniques se déplacent généralement de quelques millimètres à une dizaine de centimètres par an.
BIBLIOGRAPHIE
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En cours de préparation : les minéraux du manteau.
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