Structure interne de la Terre

Cet article n’est pas rédigé dans un style encyclopédique. Vous pouvez améliorer sa rédaction !

Structure interne de la Terre :
1. Croûte continentale
2. Croûte océanique
3. Manteau supérieur (ou Asthénosphère)
4. Manteau inférieur (ou Mésosphère)
5. Noyau externe
6. Noyau interne (ou graine)
A. Discontinuité de Mohorovičić
B. Discontinuité de Gutenberg
C. Discontinuité de Lehmann

La structure interne de la Terre est répartie en plusieurs enveloppes successives, dont les principales sont la croûte terrestre, le manteau et le noyau, ces enveloppes pouvant être elles mêmes ensuite décomposées. Ces couches sont délimitées par des discontinuités. La sismologie a notamment permis de déterminer l'état de la matière à des profondeurs inatteignables.

Cette constitution se comprend en remontant à la formation de la Terre par accrétion météorites, les différentes couches s'étant alors mises en place sous l'influence de divers paramètres, comme la masse volumique de ses constituants.

Modèle actuel

Structure principale

Structure détaillée.

Croûte terrestre

La croûte continentale (1) est solide, essentiellement granitique et surmontée par endroits de roches sédimentaires. Elle est plus épaisse que la croûte océanique (de 30 km à 100 km sous les massifs montagneux). La croûte terrestre représente environ 1,5 % du volume de la Terre solide, 4,4 ‰ de la masse terrestre et 6,5 ‰ de la masse silicatée de la Terre (la Terre sans le noyau métallique)^{[réf. nécessaire]}. Elle était anciennement appelée SIAL (silicium + aluminium).

La croûte océanique (2) est solide et essentiellement composée de roches basaltiques. Relativement fine (environ 5 km). Elle est également appelée SIMA (silicium + magnésium).

Manteau supérieur et inférieur

Le manteau supérieur (4) est moins visqueux (plus « ductile ») que le manteau inférieur : les contraintes physiques qui y règnent le rendent en partie plastique. Il est formé essentiellement de roches telles que la péridotite. La discontinuité de Mohorovicic (14) marque la transition entre la croûte et le manteau.

Le manteau inférieur (6) a les propriétés d’un solide élastique aux échelles de temps inférieures à l'année, et plastique aux échelles de temps supérieures au siècle. Le manteau terrestre, inférieur comme supérieur, n’est pas liquide comme on pourrait le croire en regardant les coulées de lave de certaines éruptions volcaniques, mais il est moins « rigide » que les autres couches. Néanmoins, très grossièrement, la viscosité du manteau est, pour la roche qui le compose, comparable à la viscosité de la glace - telle que celle qui s'écoule dans les glaciers -, pour l'eau.

La raison principale de l'état solide des matériaux mantelliques est que, quand on s'enfonce dans le manteau, l'effet de pression, qui maintient l'état solide, augmente plus rapidement que l'effet de température, qui provoque la fusion. En sens inverse, quand les matériaux mantelliques remontent plus vite (et donc se dépressurisent) que ne le permet l'équilibre thermique par diffusion de la chaleur transportée, par exemple par remontée adiabatique, le matériau peut croiser son point de fusion commençante, et commencer à donner naissance à un magma dit primaire. Ceci se produit à l'aplomb des dorsales à une profondeur d'environ 100 km seulement. Le manteau terrestre total (supérieur et inférieur) représente 84 % du volume terrestre.

Dans le manteau inférieur, des cellules de convection du manteau (10) sont de la matière en mouvement lent. Le manteau est le siège de courants de convection qui transfèrent la majeure partie de l’énergie calorifique du noyau de la Terre vers la surface. Ces courants provoquent la dérive des continents mais leurs caractéristiques précises (vitesse, amplitude, localisation) sont encore mal connues.

Noyau

On distingue le noyau en noyau externe et noyau interne. Ils représentent 15 % du volume terrestre.

Noyau externe

Le noyau externe (8) est liquide. Il est essentiellement composé de fer à 80-85 %, d'environ 10-12 % d'un élément léger non encore déterminé parmi le soufre, l'oxygène, le silicium et le carbone (ou un mélange des quatre)^[1],[2], et enfin de l'ordre de 5 % de nickel. Sa viscosité est estimée entre 1 et 100 fois celle de l’eau, sa température moyenne atteint 4000 °C et sa densité 10. La Discontinuité de Gutenberg (13) marque la transition entre le manteau et le noyau.

Cette énorme quantité de métal en fusion est brassée par convection, essentiellement de nature thermique (refroidissement séculaire de la planète), et pour une plus faible partie de nature compositionnelle (séparation, démixtion des phases). Ces mouvements interagissent avec les mouvements de la planète, rotation quotidienne principalement, à plus longue échelle de temps, précession du globe terrestre. La nature conductrice du fer permet le développement de courants électriques variables qui donnent naissance à des champs magnétiques, lesquels renforcent ces courants, créant ainsi un effet dynamo, en s’entretenant les uns les autres. Ainsi explique-t-on que le noyau liquide est à l’origine du champ magnétique terrestre. La source d'énergie nécessaire à l'entretien de cette dynamo réside très probablement dans la chaleur latente de cristallisation de la graine.

Noyau interne

Le noyau interne (9) solide (également appelé « graine ») est essentiellement métallique (alliage de fer et de nickel principalement, en proportions environ 80 %-20 %) et constitué par cristallisation progressive du noyau externe. La pression, qui est de 3,5 millions de bars (350 GPa), le maintient dans un état solide malgré une température supérieure à 6000 °C^[3] et une densité d’environ 13. La Discontinuité de Lehmann (non figurée) marque la transition entre le noyau externe et le noyau interne.

Le noyau interne reste un endroit mystérieux, et plusieurs interrogations demeurent :

• Des études récentes suggèrent que le noyau interne ne serait pas immobile par rapport au reste de la Terre : Il pourrait présenter ainsi une rotation différentielle, c'est-à-dire qu’il ne tournerait pas exactement à la même vitesse que le reste de la planète : sa vitesse angulaire de rotation serait plus grande de 0,3 à 0,5 degré par an^[4] (d’après ces derniers chiffres, il faudrait donc entre 720 et 1200 ans environ pour que le noyau interne « gagne » un tour complet par rapport au reste de la Terre^[5]). Parmi les contestataires de cette rotation différentielle, Annie Souriau du LMTG à l'OMP à Toulouse, sur la base de l'étude des ondes sismiques engendrés par quelques forts séismes bien documentés, ondes qui « frôlent » la graine, ne détecte pas de retard entre celles qui passent d'un côté ou de l'autre. Ceci renforce l'idée défendue sur la base de données notamment de variations de la durée du jour, que le mouvement observé pourrait correspondre en fait à une oscillation du noyau autour d’une position moyenne, avec une somme des mouvements qui serait nulle sur le long terme. En effet, des différences latérales de température à la base du manteau semblent créer une « empreinte » détectable sur la graine, en affectant la vitesse de cristallisation du fer. Or, l’existence de cette empreinte n’est semble-t-il possible que si les effets de ces différences de température s’exercent toujours aux mêmes endroits de la graine pendant plusieurs centaines de millions d’années, ce qui ne serait donc pas compatible avec une rotation permanente, mais serait possible avec une simple oscillation^[6].
• Il y a également un doute sur le fait que le noyau interne soit réellement solide, car par certains aspects il se comporte comme un liquide, alors que d’autres données confirment qu’il est bien solide. Des chercheurs russes et suédois ont démontré que, dans les conditions qui règnent au centre de notre planète, l’alliage qui compose le noyau interne ne ressemblerait pas aux métaux que l’on connait à la surface, mais présenterait plutôt des propriétés mécaniques comparables à celles du sable, ce qui expliquerait les résultats ambigus concernant son état^[7].
• Enfin, des études récentes démontrent que la graine semble elle-même subdivisée en deux parties, une interne et une externe donc. La partie interne, appelée amande en raison de sa forme, serait plus pure en fer que la partie externe, et serait caractérisée par une structure cristalline anisotrope^[8],[9].

Structures secondaires

Zone de subduction

Une zone de subduction (3) présente une plaque qui s’enfonce dans le manteau, parfois jusqu’à plusieurs centaines de kilomètres.

Lithosphère et asthénosphère

La lithosphère (11) est constituée de la croûte (plaques tectoniques) et d'une partie du manteau supérieur. La limite inférieure de la lithosphère se trouve à une profondeur comprise entre 100 et 200 kilomètres, à la limite où les péridotites approchent de leur point de fusion. Elle comprend la discontinuité de Mohorovicic (14).

On trouve parfois à la base de la lithosphère (certains géologues l’y incluent mais la majorité la place dans l'asthénosphère) une zone appelée LVZ (pour « Low Velocity Zone ») où on constate une diminution de la vitesse et une atténuation marquée des ondes sismiques P et S. Ce phénomène est dû à la fusion partielle des péridotites qui entraîne une plus grande fluidité. La LVZ n’est généralement pas présente sous les racines des massifs montagneux de la croûte continentale.

L'asthénosphère (12) est la zone en dessous de la lithosphère.

Volcanisme

Deux types de volcanismes actifs sont représentés ici, le plus profond des deux (5) est dit « de point chaud ». Il s’agirait de volcans dont le magma proviendrait des profondeurs du manteau proche de la limite avec le noyau liquide. Ces volcans ne seraient donc pas liés aux plaques tectoniques et, ne suivant donc pas les mouvements de l’écorce terrestre, ils seraient quasiment immobiles à la surface du globe, et formeraient les archipels d'îles comme celui de Tahiti. Le volcanisme de point chaud est produit par un panache de matière plus chaude (7) qui, partant de la limite avec le noyau, fond partiellement en arrivant près de la surface de la Terre.

Caractéristiques

Dimensions respectives des différentes couches et températures approximatives qui y règnent.
Des calculs récents ont revu à la hausse les températures du noyau, qui évolueraient entre 3 800°C et 5 500°C selon la profondeur^[10]

Chaleur interne

Sur la figure ci-contre, les températures sont données en degrés Celsius à titre indicatif. Ne pouvant être mesurées directement mais uniquement déduites, elles sont approximatives (plus on s’enfonce et plus la marge d’erreur est grande). La chaleur interne de la Terre est produite par la radioactivité naturelle des roches par désintégration de l'uranium, du thorium et du potassium.^{[réf. souhaitée]}

Rayon variable

Le globe terrestre n’est pas parfaitement sphérique et le rayon réel équatorial est supérieur d’une vingtaine de kilomètres au rayon^{[réf. souhaitée]} polaire.

Effet étonnant qui en découle : le Mississippi, dont la source se situe près des Grands Lacs, se déverse dans le golfe du Mexique à un niveau (distance au centre du globe) plus élevé que celui de sa source ^{[réf. nécessaire]}. Si on évaluait l'altitude par rapport au centre de la Terre, l'eau s'écoulerait donc du point le plus bas vers le point le plus haut ^{[réf. nécessaire]}. En réalité le niveau des mers étant toujours pris comme référence des altitudes, le raisonnement en termes d'énergie mécanique est bien valide.

Histoire abrégée des différents modèles

De l’Antiquité au XVIII^e siècle : des explications inspirées

Depuis l’Antiquité, beaucoup ont tenté d'expliquer la constitution interne de notre globe : des mathématiciens, des philosophes, des théologiens puis plus tardivement des naturalistes, des physiciens et des géologues. Certains de ces intellectuels ont cherché à coller à la vision du terrain (relief, volcans, tremblements de terre), d’autres ont voulu aussi incorporer à leur modèle une explication des textes bibliques (le déluge) ; l'exhaustivité de ce recensement est difficilement atteignable.

Aristote (IV^e siècle av. J.-C.) établit l'une des premières définition de la constitution terrestre. Pour lui, la Terre est constituée de terre et de roche entourée d’eau puis d’air. Viennent ensuite une couche de feu et les astres.

Jusqu’à Copernic cette vision évoluera peu, mais au milieu du XVII^e siècle un foisonnement d’idées nouvelles apparaît.

En 1644, René Descartes dans Les Principes de la philosophie présente la Terre comme un ancien soleil qui a gardé un noyau de type solaire, mais dont les couches externes ont évolué. Plusieurs couches se succèdent à partir du centre : roche, eau, air puis enfin une croûte extérieure en équilibre sur cet air. Cette croûte brisée a formé les reliefs et laissé passer l’eau venant des profondeurs qui a formé les mers et les océans.

À la même époque, Athanasius Kircher postule lui aussi que le globe terrestre est un astre refroidi, mais qu'il contient sous la croûte une matière en fusion qui s’échappe parfois du centre par les volcans.

À la fin du XVII^e et au cours du XVIII^e siècle, une grande quantité d’hypothèses sont émises.

William Whiston suggère une Terre issue d'une ancienne comète.

John Woodward et Thomas Burnet proposent une Terre ayant été composée d’un mélange fluide qui s’est déposé par gravité au cours du temps.

Edmund Halley conçoit une Terre creuse à plusieurs coques concentriques et noyau aimanté, séparés par du vide.

Henri Gautier pense à une Terre totalement creuse où la fine croûte externe est en équilibre entre gravité et force centrifuge.

Au XIX^e : les balbutiements d'une approche géologique

Avec l’essor de la géologie, les théories doivent être cohérentes avec l'observation et les mesures géophysiques.

Le peu d’influence des masses montagneuses sur la gravité locale tend à prouver que la Terre n’est pas creuse, invalidant les hypothèses antérieures. Dès le XVIII^e, le léger aplatissement du globe aux pôles et la nature ignée de certaines roches font dire à Georges de Buffon que la Terre a été en fusion à son origine.

Au XIX^e, la mesure de l’augmentation régulière de la température avec la profondeur dans les mines (1 °C pour 25 mètres) incite Joseph Fourier et Louis Cordier à extrapoler et déduire que le centre de notre planète est en fusion à une température de plusieurs milliers de degrés. L’origine de cette température est encore incertaine : on ne sait s'il s'agit d'un reste de la chaleur originelle conservée dans un globe terrestre en cours de refroidissement, ou bien s'il y a pu avoir élévation de la température interne de la Terre par des réactions chimiques ou radioactives internes. De plus, cette chaleur pourrait être suffisamment intense pour que toute la matière interne soit gazeuse au-delà d’une certaine profondeur.

Pour William Hopkins, la variation du point de fusion des roches en fonction de la pression fait une nouvelle fois pencher la balance en faveur d’un noyau solide.

Selon Lord Kelvin, le niveau très faible des mouvements du sol liés à la marée (évalué par comparaison avec la mesure précise des marées océaniques) plaide pour un globe aux propriétés d’un solide élastique, et non pas d’un fluide.

Au XX^e : les expérimentations entraînent un avalanche de découvertes

Au cours du XX^e siècle, la tomographie sismique permet notamment de faire plusieurs découvertes essentielles.

En 1909, Andrija Mohorovičić met en évidence l'interface entre la croûte et le manteau. Cette discontinuité porte depuis son nom, le plus souvent raccourci en « Moho ».

En 1912, Beno Gutenberg replace l’interface manteau / noyau à 2900 km de profondeur grâce à l’étude des ondes P, donnant son nom à la discontinuité entre le manteau inférieur et le noyau externe, discontinuité dite de Gutenberg.

En 1926, Harold Jeffreys établit la fluidité du noyau métallique.

En 1936, Inge Lehmann découvre la graine (ou noyau interne) : partie métallique à l’intérieur du noyau. Sa solidité sera établie plus tard au cours des décennies suivantes.

Dans le même temps, de 1923 à 1952, d’autres géophysiciens (Adams, Williamson, Bullen, Birch…) travaillent sur des équations permettant de déterminer la variation de la densité avec la profondeur et la pression qu’elle engendre.

L’analyse des données sismologiques de plus en plus précises, permettent d’établir le modèle actuel d'un noyau en partie liquide mais abritant une « graine » qui reste solide et qui grossit très lentement par solidification du noyau liquide.« A la limite noyau-graine, à 5 150 km de profondeur et 3,3 millions d’atmosphères de pression », la température est probablement à peu près celle qui est nécessaire à la fusion du fer à 330 Gigapascals (GPa).

Par ailleurs, l’analyse de la composition des roches terrestres et météoritiques, ainsi que la mesure de la densité moyenne du globe (5,5) influent sur plusieurs modèles où une fine croûte légère de silicates recouvre un noyau métallique volumineux plus dense.

Au XXI^e : la recherche des détails inconnus

Au XXI^e, la chaleur interne de la Terre (à partir de 2 900 km de profondeur, là où la pression commence à dépasser 1 million d’atmosphères, soit 100 Gigapascals), intrigue toujours les chercheurs, car elle joue au moins deux rôles majeurs, d'une part en entretenant ou modifiant les mouvements convectifs du manteau, qui explique la tectonique des plaques et la dérive des continents, et d'autre part en entretenant le champ magnétique terrestre^[10].

En 2013, des résultats convergents et expliquant les écarts antérieurs, selon lesquels la température du noyau évoluerait de 3 800 °C à 5 500 °C selon la profondeur.

Les méthodes d’investigation

Investigations directes

Exploration humaine

L'exploration humaine du cœur de la Terre est sujette à beaucoup de rêves et fantasmes (Voyage au centre de la Terre de Jules Verne).

Dans les faits, en 1956 au Gouffre Berger, dans le massif du Vercors (Isère) la profondeur symbolique de –1 000 est atteinte pour la première fois. En 2005, la profondeur spectaculaire des –2 000 mètres est dépassée par des spéléologues à Krubera-Voronja (ex gouffre Voronja), dans le Caucase occidental (Abkhazie).

Par ailleurs, la variété des terrains explorés dans les mines est beaucoup plus importante que les étendues de roches sédimentaires parcourues par les spéléologues et les terrains exploités sont bien plus anciens. Les mineurs y côtoient quotidiennement le phénomène d’élévation de la température qui dès le XVIII^e siècle influera sur les hypothèses d’un globe au cœur en fusion. Quoi qu’il en soit, même les mines les plus profondes du monde (~3 500m pour la Tau Tona d'Afrique du Sud en 2002) ne font qu’effleurer l’écorce terrestre.

La simple exploration humaine ne suffit pas à la connaissance du contenu profond du globe. Au delà de deux kilomètres, l'exploration indirecte est nécessaire.

Les forages profonds

L’objectif des forages profonds, tels celui du programme KTB (Kontinental Tiefbohrprogramm der Bundesrepublik), qui a atteint 9 800 mètres sous l’Allemagne, ou celui de 13 kilomètres dans la péninsule de Kola (Russie), est de mieux connaître la lithosphère et d’atteindre la zone de transition entre celle-ci et le manteau supérieur : le Moho.

Si ces forages ont permis de confirmer la structure et la composition de la croûte, ou de tracer des profils sismiques régionaux, ils n’ont pas permis d’atteindre à ce jour la couche sous-jacente. On a pu ainsi mesurer par exemple que la température des roches atteint environ 300 °C à 10 kilomètres de profondeur.

Comme la croûte océanique est plus mince que les plaques continentales, plusieurs projets de forage océanique ont vu le jour, MOHOLE puis DSDP (1968-1983) aux États-Unis, puis des programmes internationaux comme ODP (1985-2003) puis IODP (2003-2013). Pour l'instant, aucun navire n’a encore réussi à forer jusqu’à la discontinuité de Mohorovičić.

L’étude des météorites

Comprendre comment les couches successives de la Terre se sont progressivement différenciées serait grandement facilité par la connaissance de la composition exacte du matériau primitif qui lui a donné naissance. Ses éléments indispensables sont le fer, le nickel et les silicates. On retrouve ces éléments (et plusieurs autres) dans un type de météorites appelé chondrites. Elles contiennent des petites zones sphériques de silicates solidifiés après fusion, les chondres, dont le nom est à l’origine de l’appellation de ces météorites.

Certaines d’entre elles, comme la chondrite Allende, contiennent un mélange de fer métallique et d’oxyde de fer, ainsi qu’une grande quantité de carbone. D’autres, comme la chondrite d’Indarch^{[réf. nécessaire]}, du fer métallique et de l’enstatite, un silicate de magnésium (MgSiO₃) extrêmement fréquent dans le manteau terrestre. Les météorites carbonées CI, plus primitives, montrent du fer totalement oxydé. Elles sont très proches par leur composition de la nébuleuse gazeuse qui donna naissance au système solaire il y a environ 4,57 milliards d’années, et à la Terre il y a 4,45 milliards d’années.

Parmi toutes ces chondrites, seules celles contenant 45 % d’enstatite présentent une composition chimique et isotopique en adéquation avec la densité et la nature profonde actuelle de la Terre (plusieurs couches de silicates légers et un noyau où ont migré les métaux plus lourds). Ces météorites ont une taille bien trop faible pour être différenciées : leurs éléments y sont restés répartis de façon relativement homogène.

Investigations indirectes (géophysique)

La tomographie sismique

L’analyse des enregistrements obtenus grâce aux sismographes permet de renouveler totalement le modèle de la Terre au cours du XX^e siècle. À la suite d'un séisme, la position de son épicentre est déterminée le plus précisément possible, puis les vibrations qui se propagent à travers tout le globe sont enregistrées. Ces phénomènes ondulatoires sont soumis à des lois physiques telles que la réflexion ou la réfraction. On peut associer le comportement des ondes sismiques à celui des rayons lumineux. On peut donc appliquer les lois de Snell-Descartes de réfraction : elles ne se déplacent pas toutes à la même vitesse suivant le milieu qu’elles traversent, ce qui permet d’évaluer le contenu de la Terre par l’examen attentif des courbes du temps mis selon la distance parcourue. Les ondes étudiées dans la tomographie sismique sont les ondes de fond qui parcourent le globe terrestre dans toutes les directions. Les ondes de surface, qui causent les dégâts aux constructions humaines, ne se propagent que dans la croûte et ne donnent aucune information sur les couches profondes.

Certaines ondes arrivent rapidement : ce sont les ondes P (comme Premières) ; d’autres sont retardées et sont enregistrées plus tard : ce sont les ondes S (comme Secondes).

	Les ondes P sont des vibrations qui agissent en compression : les particules se déplacent dans le sens de propagation de l’onde, un peu comme dans un ressort. Ces ondes de compression se propagent dans les solides, les liquides et les gaz.
	Les ondes S sont des ondes de cisaillement : les particules se déplacent perpendiculairement au sens de propagation de l’onde, un peu comme une oscillation sur une corde. Ces ondes de cisaillement se propagent dans les solides mais pas dans les milieux liquides ou gazeux.

La vitesse des deux types d’ondes P et S varie en fonction de la densité du matériau traversé. Plus la couche traversée est molle, plus les ondes se propagent lentement. De plus, lorsqu’une onde P arrive non perpendiculairement sur une zone de transition (interface manteau-noyau par exemple) une petite partie de son énergie est convertie dans une autre forme d’onde (une fraction de P devient alors S). L’interprétation des relevés sismographiques est donc ardue car s’y chevauchent les tracés de nombreux types d’ondes qu’il faut démêler et dont on doit expliquer l’origine.Toutes ces ondes sont désignées par des lettres différentes qu’on peut ensuite combiner au fur et à mesure de leur évolution (voir tableau ci-dessous).

Ainsi une onde PP est une onde P qui, après avoir subi une réflexion à la surface du globe terrestre, est restée dans le manteau avant de réapparaître en surface où elle est détectée. Une onde PKP sera une onde P qui ressort en surface après avoir traversé le noyau externe liquide (trajet = manteau / noyau ext. / manteau). L’appellation peut être allongée autant que nécessaire. Par exemple, une onde quasi verticale traversant le globe terrestre de part en part après avoir rebondi à la surface et être passée deux fois (à l’aller et au retour) par le noyau et la graine, et enfin réapparaissant à la surface, sera appelée PKIKPPKIKP.

En suivant le principe que dès que la vitesse d'une onde sismique change brutalement et de façon importante, cela signifie qu'il y a changement de milieu, les différentes couches séparées par des discontinuités ont pu être établies.

L’étude du magnétisme

Le magnétisme terrestre est un phénomène très complexe à interpréter. La Terre se comporte comme une sorte de dynamo auto-entretenue qui génère un champ magnétique important (celui qui dévie l’aiguille de la boussole et qui nous protège de certaines perturbations cosmiques tel que les vents solaires qui pourraient perturber les appareils électroniques). Ce champ est variable dans le temps et il s’est même inversé des centaines de fois depuis l’origine. Interpréter cette dynamique est indissociable de la compréhension de la composition des structures internes du globe terrestre et de leurs mouvements.

Des tentatives de modélisation numérique et des expériences en laboratoire sont à l’étude. Si elles n’ont pas encore permis de créer un effet dynamo dans une sphère, elles ont montré que des colonnes de convection apparaissent à certaines températures en fonction de la viscosité du liquide et de la vitesse de rotation. Ces mouvements sont compatibles avec les hypothèses de création du champ électromagnétique terrestre tel que nous le connaissons.

Notes et références

Notes

Références

Annexes

Filmographie

Martin Williams, Inside Planet Earth, Pioneer production, diffusion M Discovery, 2009. Documentaire britannique adapté sous le titre "Au cœur de la Terre", et diffusé sur chaîne française, en juillet 2014. Une simple approche corrélative entre sciences géologiques et phénomènes de la vie terrestre, observables en surface, est conduite via une plongée virtuelle en quelques étapes vers le centre de la Terre.

Bibliographie

• N. Cabrol et E. Grin, La Terre et la Lune, Que sais-je, N° 875, PUF, 1998
• René Dars « La géologie », Que sais-je, N° 525, PUF, 2000
• Vincent Deparis et Hilaire Legros, « Voyage à l’intérieur de la Terre », CNRS Editions, Paris, 2000
• Jean Goguel (s.d.d.) « Géophysique », La Pleïade NRF Gallimard, 1971
• Gabriel Gohau, « Une histoire de la géologie, Le Seuil, 1990
• Maurice Krafft, « Les feux de la Terre », Gallimard, 1991
• Maurice Mattauer, « Ce que disent les pierres », Librairie Pour la Science, 1998
• Henri Claude Nataf et s.d. de Joël Sommeria, « La physique de la Terre », Belin CNRS Editions, 2000
• Jules Verne, « Voyage au centre de la Terre », Éditions Hetzel, 1867
• Jean Paul Poirier, Les Profondeurs de la terre, Masson, coll. « Cahiers des sciences de l'univers »,‎ 1997, 2^e éd. (ISBN 978-2225852237)

Article du magazine Pour la Science 

• N° 225 (1996), ALEXANDRESCU M. et HULOT G. « Voir le noyau »
• N° 226 (1996), Rolf Emmermann, « Neuf kilomètres sous l’Allemagne »
• N° 265 (1999), Maurice Mattauer, « Sismique et tectonique »
• N° 318 (2004), Marianne Greff-Lefftze, « La Terre, une toupie au cœur liquide »
• N° 318 (2004), Henri Claude Nataf, Dominique Jault, Daniel Brito et Philippe Cardin, « Le moteur de la dynamo terrestre »
• N° 318 (2004), Sandro Scandolo et Raymond Jeanloz, « Au cœur des planètes »
• N° 329 (2005), Marc Javoy, « La naissance de la Terre »

Liens externes

• Le site d’origine de cet article pour le voir avec toutes ses illustrations
• (en) International Earth and Reference System Service IERS
• Objectif Terre (Suisse)
• Planète Terre (Canada)
• Institut de Physique du Globe de Paris - Notre Terre
• Association de sciences de la Terre
• Planet-Terre
• Projet Geoscope
• CNRS Geomanips
• Institut National des Sciences de l’Univers
• Histoire de la découverte de la structure interne de la Terre au cours des siècles
• Terre, Planète active
• Structure de la Terre dans un aquarium — Astronoo

• Portail des sciences de la Terre et de l’Univers
• Portail de la géologie