Comment les séismes ont révélé le noyau interne caché de la Terre

Introduction

Comment savons-nous ce qu’il y a à l’intérieur de la Terre ? Surtout grâce aux séismes. Les ondes sismiques traversent la planète entière, et la manière dont elles accélèrent, ralentissent, se courbent et disparaissent dessine un intérieur en couches : croûte, manteau, noyau externe liquide, noyau interne solide. La densité de la Terre, son champ magnétique, les météorites, les fragments de roche du manteau amenés à la surface par les volcans et les expériences à haute pression convergent vers la même structure.

Personne n’y est jamais allé. Le trou le plus profond jamais foré, le forage superprofond de Kola, dans l’Arctique russe, a atteint 12 262 mètres, soit environ 0,2 % du chemin jusqu’au centre.

Des boîtes de flocons d’avoine dans un jardin danois

Un parent, Nils Groes, a raconté plus tard avoir vu la sismologue danoise Inge Lehmann dans son jardin, un dimanche d’été : assise sur la pelouse, devant une grande table couverte de boîtes de flocons d’avoine en carton. Ces boîtes contenaient des fiches, chacune notant à quel moment les ondes d’un séisme avaient atteint les stations sismologiques du monde entier. Il n’y avait pas d’ordinateurs, et Lehmann comparait elle-même les relevés. Ces fiches recelaient un problème. De faibles ondes P, ces impulsions rapides qui arrivent en premier des séismes lointains, apparaissaient sans cesse dans des stations où, selon le modèle admis de la Terre, aucune n’aurait dû parvenir. Elles tombaient en pleine zone d’ombre, une bande de la surface qu’un noyau unique aurait dû laisser dans le noir.

La réponse de Lehmann a pris la forme d’une seconde limite. À l’intérieur du noyau, proposait-elle, se trouve un noyau plus petit dans lequel les ondes se propagent plus vite, et ce noyau interne en dévie certaines vers la zone d’ombre. Elle a publié cette idée en 1936 dans un article dont le titre entier est « P′ » (P prime), la notation que les sismologues réservent aux ondes P ayant traversé le noyau. Elle y écrivait qu’« à l’intérieur du noyau, il y a un noyau interne dans lequel la vitesse est plus grande que dans le noyau externe ». Elle présentait cette idée comme une hypothèse que ses données ne pouvaient pas démontrer, et elle n’affirmait pas que le noyau interne était solide. Cela viendrait plus tard.

Le noyau interne de Lehmann a été la dernière pièce d’une structure qu’il a fallu trente ans pour assembler. Le rayon de la planète mesure 6 371 kilomètres, et le forage le plus profond en atteint environ 12. Pourtant, les sismologues décrivent une boule de métal solide qui commence à 5 150 kilomètres de profondeur et qui est à peu près aussi chaude que la surface du Soleil. Ils le peuvent parce que les séismes envoient à travers toute la planète des ondes semblables au son, et que Lehmann, avec quelques autres scientifiques avant et après elle, a appris à lire ce que ces ondes avaient traversé.

(Pour une vue d’ensemble de la façon dont les géologues lisent la planète, voir la présentation de Geoscopy, La géologie expliquée.)

À quelle profondeur les humains ont-ils foré dans la Terre ?

Le forage superprofond de Kola (désignation officielle SG-3) se trouve sur la péninsule de Kola, dans l’Arctique russe, près de la frontière norvégienne. Les travaux ont commencé le 24 mai 1970, et en 1989 le trou a atteint sa profondeur record de 12 262 mètres (40 230 pieds). Aucun trou vertical n’est allé plus profond depuis. Le plus proche, le puits chinois Shenditake 1 dans le bassin du Tarim, s’est arrêté à 10 910 mètres en février 2025. Le puits de Kola mesure environ 23 centimètres de large, moins qu’une assiette plate.

C’est la chaleur qui l’a arrêté. Les géophysiciens soviétiques s’attendaient à environ 100 °C à cette profondeur et ont mesuré environ 180 °C. À cette température, la roche vieille de 2,7 milliards d’années, tout au fond, a cessé de se comporter comme un solide cassant et s’est mise à fluer comme du plastique, se refermant sur le trou et déformant les trépans et les tiges. La dernière tentative en profondeur a été abandonnée en 1992 à 11 882 mètres. Une ultime branche, entamée en 1994, a épuisé son financement en quelques mois. Le projet a été clos en 1995 et le site abandonné en 2008, sa tête de puits soudée.

Rapportés à un rayon de 6 371 km, ces 12,262 km représentent 0,2 % du chemin jusqu’au centre. Si la Terre était réduite à la taille d’une pomme, Kola n’aurait même pas percé la peau. Les Soviétiques ne visaient pas le manteau. Ils voulaient étudier la croûte continentale profonde, et le forage s’est arrêté à un tiers de son épaisseur.

Les États-Unis avaient tenté la voie la plus courte en 1961 avec le projet Mohole, en utilisant la barge de forage CUSS I pour forer la mince croûte océanique au large de l’île Guadalupe, au Mexique. Par environ 3 600 mètres d’eau, elle a foré 183 mètres dans le plancher océanique et remonté 13 mètres de basalte situé sous les sédiments. Le projet a montré qu’un navire pouvait se maintenir en position au-dessus d’un site de forage en eau profonde. Le Congrès l’a annulé en 1966, bien avant qu’il n’atteigne le manteau.

Comment les ondes sismiques révèlent l’intérieur de la Terre

Lorsqu’un séisme rompt une faille, il libère de l’énergie sous forme d’ondes sismiques qui se propagent à travers la Terre dans toutes les directions à partir du point de rupture (l’hypocentre, ou foyer). Deux types de ces ondes traversent le volume de la planète, et c’est la différence entre eux qui fait fonctionner la méthode.

• Les ondes P (ondes primaires, ou ondes de pression) sont des ondes de compression. La roche se comprime et s’étire d’avant en arrière dans la direction même où l’onde se propage, comme une onde sonore dans l’air. Ce sont les ondes les plus rapides, elles arrivent donc en premier, et elles peuvent traverser les solides, les liquides et les gaz.
• Les ondes S (ondes secondaires, ou ondes de cisaillement) sont transversales. La roche oscille d’un côté à l’autre, perpendiculairement à la direction de propagation de l’onde, comme l’ondulation que vous envoyez le long d’une corde que l’on secoue. Elles sont plus lentes que les ondes P, et elles ne peuvent pas traverser les liquides, car un liquide n’offre aucune rigidité sur laquelle « cisailler ».

Deux comportements font de ces ondes un scanner. Premièrement, leur vitesse dépend de la roche. Une roche plus rigide, moins compressible, les transmet plus vite, tandis que la densité, à elle seule, les ralentit. Avec la profondeur, la pression rigidifie la roche plus vite qu’elle ne la densifie, si bien que les vitesses augmentent en général. Une onde P se propage à environ 6 km/s dans la croûte supérieure granitique, à environ 7 km/s à la base de la croûte et à environ 8 km/s juste en dessous, au sommet du manteau.

Deuxièmement, lorsqu’une onde franchit une limite où sa vitesse change, elle se courbe (elle se réfracte), selon la même géométrie, celle de la loi de Snell-Descartes, qui courbe la lumière entrant dans l’eau. Elle peut aussi se réfléchir. Chaque limite interne laisse donc une trace dans les enregistrements : les ondes arrivent plus tôt ou plus tard que prévu, ou n’arrivent pas du tout. Avec de nombreux séismes enregistrés par de nombreuses stations, ces traces s’additionnent pour former une image de l’intérieur, un peu comme un scanner médical construit une image à partir de nombreux trajets de rayons X. La tomographie sismique applique la même idée en trois dimensions, en cartographiant les régions où les ondes vont légèrement plus vite ou légèrement plus lentement.

L’enregistrement lui-même s’appelle un sismogramme : le tracé en dents de scie du mouvement du sol au cours du temps. Sur un seul sismogramme d’un séisme lointain, vous pouvez souvent voir arriver d’abord les ondes P, puis les ondes S, puis les ondes de surface, plus lentes. L’écart entre l’arrivée des ondes P et celle des ondes S vous indique à quelle distance se trouvait le séisme, et la forme exacte et le moment de chaque oscillation codent ce que les ondes ont traversé en chemin. Les boîtes de flocons d’avoine de Lehmann étaient pleines de ces temps d’arrivée.

Qu’est-ce que la zone d’ombre sismique ?

Une zone d’ombre sismique est une partie de la surface de la Terre que certaines ondes d’un séisme donné n’atteignent jamais. Les ondes P directes sont absentes entre environ 104° et 140° du séisme, parce que le noyau les détourne. Les ondes S directes sont absentes partout au-delà d’environ 104°, parce qu’elles ne peuvent pas traverser le noyau externe liquide. Comme les ondes se réfractent fortement au niveau du noyau, un grand séisme projette des « ombres » sur la face opposée de la planète, des anneaux de la surface où certaines ondes n’arrivent jamais. Les sismologues mesurent la position en distance angulaire : l’angle, mesuré au centre de la Terre, entre le séisme et la station d’enregistrement (0° correspond à l’aplomb du séisme, 180° au point diamétralement opposé).

Selon les ressources de sismologie de l’U.S. Geological Survey et d’IRIS/EarthScope, la configuration est précise :

• La zone d’ombre des ondes P est l’anneau situé entre environ 104° et 140° du séisme. Les ondes P directes n’y arrivent pas, car elles sont fortement réfractées vers l’intérieur, courbées vers le bas, lorsqu’elles atteignent la limite noyau-manteau et ralentissent brutalement.
• La zone d’ombre des ondes S est bien plus vaste : au-delà d’environ 104°, aucune onde S directe n’apparaît nulle part sur la face opposée de la planète.

L’ombre des ondes S est beaucoup plus grande parce que les ondes S ne peuvent pas traverser le noyau externe. Une onde de cisaillement n’a rien à cisailler dans un fluide : elle s’arrête donc à la limite noyau-manteau. Les ondes P, que les liquides transmettent bel et bien, franchissent cette limite mais sont déviées, ce qui leur laisse un anneau d’ombre plus étroit. Aujourd’hui, l’absence des ondes S est l’argument classique des manuels pour démontrer que le noyau externe est liquide. Dans les années 1910 et 1920, elle ne tranchait pas la question. La plupart des sismologues considéraient encore le noyau comme solide, et c’est un argument tiré des marées terrestres, avancé par Harold Jeffreys en 1926, qui leur a fait changer d’avis.

Les sismologues désignent les trajets plus compliqués par une notation abrégée qu’il vaut la peine de connaître si vous préparez un examen : P est une onde P dans le manteau, K est une onde P à travers le noyau externe liquide (de l’allemand Kern, « noyau »), I est une onde P à travers le noyau interne, et i est une réflexion sur la limite du noyau interne. Ainsi, une onde PKIKP plonge à travers le manteau, traverse le noyau externe, puis le noyau interne solide de part en part, et en ressort. Ces phases qui plongent en profondeur sont celles que Lehmann a suivies jusque dans la zone d’ombre.

Qui a découvert les couches de la Terre ? Cinq noms, trente ans

L’image moderne de l’intérieur de la Terre s’est constituée limite après limite pendant trois décennies du début du XXe siècle, à mesure que les sismographes se répandaient à travers le globe et qu’une poignée de scientifiques apprenaient à les interpréter.

1906 : Richard Dixon Oldham découvre le noyau

Le géologue Richard Dixon Oldham, né à Dublin, avait été le premier à distinguer les ondes P, les ondes S et les ondes de surface comme des arrivées distinctes sur les sismogrammes, dans son rapport sur le séisme d’Assam de 1897. En comparant les enregistrements de nombreux séismes, il a ensuite remarqué que les ondes qui atteignaient la face opposée de la planète arrivaient en retard, comme si elles avaient traversé une région centrale où elles ralentissaient. Il a publié ce résultat en 1906, et celui-ci est aujourd’hui considéré comme la première preuve sismique claire que la Terre possède un noyau. L’idée d’un centre dense était plus ancienne. Emil Wiechert avait soutenu en 1897 que seul un noyau de fer pouvait expliquer la forte densité de la planète. Oldham a apporté la preuve sismique.

1909 : Andrija Mohorovičić découvre le Moho

Le 8 octobre 1909, un séisme a frappé la vallée de la Kupa, près du village de Pokupsko, à environ 40 km au sud de Zagreb, en Croatie. Andrija Mohorovičić, qui dirigeait l’observatoire météorologique de Zagreb et venait d’y installer de sensibles sismographes de Wiechert, a rassemblé les enregistrements de 41 stations à travers l’Europe. En les étudiant, il a remarqué quelque chose d’étrange à des distances intermédiaires : deux séries d’ondes P et d’ondes S, l’une arrivant plus vite que l’autre.

Les stations proches de l’épicentre ne recevaient que des ondes ayant voyagé directement à travers la croûte. À partir d’environ 300 km de distance, une seconde série, plus rapide, apparaissait, et elle atteignait en premier les stations les plus éloignées. Ces ondes avaient plongé, rencontré une couche où la vitesse faisait un bond, s’étaient réfractées le long de celle-ci puis étaient remontées. La vitesse des ondes P passait de moins de 6 km/s dans la croûte à environ 8 km/s dans la couche située en dessous. Mohorovičić avait trouvé la limite entre la croûte et le manteau, appelée aujourd’hui discontinuité de Mohorovičić, ou Moho, qu’il situait à 54 km sous la surface.

1913 : Beno Gutenberg mesure la profondeur du noyau

Le sismologue germano-américain Beno Gutenberg a pris le noyau d’Oldham et l’a mesuré. En 1913, il a déterminé la profondeur de la limite noyau-manteau, le changement brutal où les ondes S disparaissent et où les ondes P ralentissent, à environ 2 900 km sous la surface. Cette limite est aujourd’hui souvent appelée discontinuité de Gutenberg, et les valeurs modernes la placent à 2 890–2 891 km. La densité y bondit d’environ 5,5 g/cm³ à la base du manteau à près de 10 g/cm³ au sommet du noyau.

1926 : Harold Jeffreys montre que le noyau est liquide

Les manuels disent souvent que l’absence des ondes S a prouvé que le noyau est liquide. À l’époque, elle n’a convaincu que peu de sismologues, et Gutenberg lui-même a soutenu pendant des années que le noyau était solide. L’argument qui a tranché est venu du géophysicien britannique Harold Jeffreys, en 1926. Les marées de la Terre solide montrent quelle est la rigidité de la planète dans son ensemble, et les vitesses des ondes sismiques montrent quelle est celle du manteau. Il s’est avéré que le manteau était plus rigide que la moyenne de la Terre entière : ce qui se trouve en dessous devait donc avoir une rigidité presque nulle. Jeffreys en a conclu que le noyau est fluide.

1936 : Inge Lehmann découvre le noyau interne

Les enregistrements qui ont le plus compté pour Lehmann provenaient d’un grand séisme survenu près de Murchison, en Nouvelle-Zélande, en juin 1929, capté par des stations d’Europe et du Groenland, presque à l’autre bout du globe. Elle y a trouvé des ondes P qui arrivaient dans la zone d’ombre, ce qu’un noyau unique ne pouvait pas expliquer. Son article de 1936, « P′ », montrait qu’un noyau interne où les ondes se propagent plus vite dévierait les ondes vers les endroits où elle les observait. Son modèle simple lui donnait un rayon d’environ 1 400 km. Deux ans plus tard, Beno Gutenberg et Charles Richter ont affiné ce chiffre à environ 1 200 km, proche des 1 220 km actuels. La limite entre le noyau interne et le noyau externe, à environ 5 150 km de profondeur, est souvent appelée discontinuité de Lehmann en son honneur.

Note pour l’examen : méfiez-vous des deux discontinuités de Lehmann. Pour ajouter à la confusion, le nom de Lehmann est associé à deux structures différentes. L’une est la limite entre noyau interne et noyau externe, à ~5 150 km (le sens employé plus haut). L’autre, qu’elle a elle aussi découverte plus tard, est un saut de vitesse sismique dans le manteau supérieur, à environ 190–250 km de profondeur. Si une question mentionne la « discontinuité de Lehmann », vérifiez s’il s’agit de la limite profonde du noyau ou de celle, peu profonde, du manteau.

La solidité n’a été établie que plus tard. Francis Birch en 1940 et K. E. Bullen en 1946 ont soutenu, à partir de la physique de la compression, que le noyau interne devait être solide. En 1970, des sismologues ont enregistré des ondes se réfléchissant sur sa limite, et en 1971, Adam Dziewonski et Freeman Gilbert ont confirmé l’existence d’un centre solide à partir des oscillations libres de la Terre, la façon dont toute la planète résonne comme une cloche pendant des jours après un séisme géant. Depuis, des sismologues ont signalé les faibles ondes de cisaillement, notées PKJKP, que seul un noyau interne solide peut transmettre.

Les couches de la Terre dans l’ordre : par composition et par comportement

De la surface vers le bas, les couches de la Terre définies par leur composition sont la croûte (5–70 km d’épaisseur), le manteau (jusqu’à environ 2 890 km) et le noyau (jusqu’au centre, à 6 371 km). Selon leur comportement mécanique, ce sont la lithosphère, l’asthénosphère, le manteau inférieur plus rigide ou mésosphère, le noyau externe liquide et le noyau interne solide.

Les deux découpages ne coïncident pas, ce qui fait constamment trébucher les étudiants. L’un repose sur la nature des matériaux dont sont faites les couches (la chimie). L’autre repose sur le comportement des couches (selon qu’elles sont rigides, ductiles ou liquides). Les deux sont corrects ; ils répondent simplement à des questions différentes.

Par composition : croûte, manteau et noyau

• Croûte : la mince écorce externe. La croûte océanique est faite de basalte dense et ne mesure qu’environ 5–10 km d’épaisseur. La croûte continentale est plus légère, faite de roches granitiques, d’une épaisseur moyenne de 30–40 km et pouvant atteindre environ 70 km sous les grandes chaînes de montagnes comme l’Himalaya. La croûte n’est qu’une erreur d’arrondi dans la masse de la planète.

• Manteau : roche silicatée riche en magnésium et en fer (péridotite riche en olivine dans le manteau supérieur, bridgmanite, un minéral plus dense, dans le manteau inférieur), qui s’étend du Moho jusqu’à environ 2 890 km. Il contient environ 84 % du volume de la Terre.

• Noyau : un alliage fer-nickel (avec quelques éléments plus légers) de 2 890 km jusqu’au centre, à 6 371 km. Liquide à l’extérieur, solide tout au centre.

Par comportement mécanique : lithosphère, asthénosphère, mésosphère et noyau

• Lithosphère : l’enveloppe externe froide et rigide, épaisse d’environ 100 km en moyenne. Elle comprend la croûte plus le tout sommet du manteau. C’est la couche découpée en plaques tectoniques. (Notez que la lithosphère est une couche mécanique qui traverse la limite chimique croûte-manteau, ce qui explique pourquoi les deux découpages prêtent à confusion.)

• Asthénosphère : la partie faible et ductile du manteau supérieur, sous la lithosphère. Sa limite inférieure n’est pas nettement définie et on la place souvent à la base du manteau supérieur, à environ 660 km de profondeur. C’est de la roche solide, mais assez chaude pour s’écouler lentement, comme un mastic extrêmement rigide, à l’échelle des temps géologiques. Les plaques se déplacent sur elle. Le nom vient du grec asthenes, « faible ».

• Mésosphère (manteau inférieur) : manteau solide d’environ 660 km à 2 890 km. Entre 410 et 660 km se trouve la zone de transition, où l’olivine se transforme en structures cristallines plus denses.

• Noyau externe : la seule couche liquide, 2 890–5 150 km. Son fer brassé en permanence, conducteur d’électricité, engendre le champ magnétique terrestre. À la limite noyau-manteau, un changement de composition et un changement d’état mécanique coïncident : roche silicatée solide au-dessus, métal liquide en dessous.

• Noyau interne : fer-nickel solide de 5 150 km jusqu’au centre, d’un rayon d’environ 1 220 km.

Les couches de la Terre en un coup d’œil

Couche (composition)	Intervalle de profondeur	État	Constitution	Nom mécanique
Croûte	0–~10 km (océan) / 0–~70 km (continent)	Solide, cassante	Basalte / granite	Fait partie de la lithosphère
Manteau supérieur	Moho–660 km (zone de transition 410–660 km)	Solide (la partie supérieure s’écoule)	Péridotite / olivine	Lithosphère (sommet) + asthénosphère
Manteau inférieur	660–2 890 km	Solide, rigide	Silicate (bridgmanite)	Mésosphère
Noyau externe	2 890–5 150 km	Liquide	Fer-nickel	Noyau externe
Noyau interne	5 150–6 371 km	Solide	Fer-nickel	Noyau interne

Les trois grandes discontinuités (un résumé pour les examens)

• Discontinuité de Mohorovičić (Moho) : limite croûte/manteau. Découverte par Mohorovičić, 1909. Profondeur ~5–10 km (océan) à ~30–70 km (continents). Marquée par un saut de la vitesse des ondes P, d’environ 7 km/s dans la croûte la plus profonde à environ 8 km/s dans le tout sommet du manteau.

• Discontinuité de Gutenberg : limite manteau/noyau externe. Profondeur ~2 890 km. Découverte par Gutenberg, 1913. Les ondes S s’arrêtent ici ; les ondes P ralentissent brutalement ; la densité passe de ~5,5 à ~10 g/cm³.

• Discontinuité de Lehmann : limite noyau externe/noyau interne. Profondeur ~5 150 km. Découverte par Lehmann, 1936. (N’oubliez pas la « discontinuité de Lehmann » distincte, située dans le manteau supérieur, à ~190–250 km.)

Pourquoi le noyau externe de la Terre est liquide et son noyau interne solide

Le noyau interne est solide à cause de la pression. Les deux parties du noyau sont à peu près le même alliage fer-nickel, et le point de fusion du fer augmente fortement avec la pression. Dans le noyau externe, la température est supérieure au point de fusion, si bien que le métal est liquide. Plus bas, le point de fusion dépasse la température, et le fer se solidifie.

Ce qui compte, à n’importe quelle profondeur, c’est de savoir si la température locale se situe au-dessus ou en dessous du point de fusion à cette pression, et le point de fusion n’est pas fixe (conséquence de la relation de Clausius-Clapeyron). Au centre, la pression atteint environ 360 gigapascals, soit plus de trois millions de fois la pression atmosphérique. Le point de fusion y est supérieur à la température, même si la température y est plus élevée que partout ailleurs dans la planète.

Le noyau interne continue de croître. À mesure que la Terre perd de la chaleur, le fer liquide situé à la limite du noyau interne cristallise sur la boule solide, dont le rayon augmente en moyenne d’environ un millimètre par an. Les éléments légers laissés derrière brassent le noyau externe et contribuent à alimenter le champ magnétique.

Quelle est la température du noyau terrestre ?

La limite entre le noyau interne et le noyau externe de la Terre se situe à environ 5 000–6 000 °C, soit à peu près la température de la surface du Soleil. Personne ne peut la mesurer directement. Ce chiffre provient de mesures en laboratoire de la température à laquelle le fer fond sous les pressions du noyau, et les valeurs publiées diffèrent encore de plusieurs centaines de degrés.

Nous ne pouvons pas placer de thermomètre dans le noyau ; nous encadrons donc sa température en mesurant en laboratoire le point de fusion du fer aux pressions du noyau. En effet, à la limite du noyau interne, la température doit être égale au point de fusion de l’alliage du noyau (c’est là que le liquide rencontre le solide), et le point de fusion du fer pur fixe une limite supérieure. Pour atteindre ces pressions, les physiciens compriment de minuscules échantillons entre les pointes de deux diamants de qualité gemme dans une cellule à enclumes de diamant, puis les chauffent au laser et observent leur comportement aux rayons X.

Les résultats divergent encore de plusieurs centaines de degrés. En 2013, Simone Anzellini et ses collègues, dans la revue Science, ont suivi la fusion du fer par diffraction rapide des rayons X dans une cellule à enclumes de diamant chauffée au laser, jusqu’à 200 GPa. En extrapolant aux 330 GPa de la limite du noyau interne, ils ont obtenu 6 230 ± 500 K (environ 5 500–6 500 °C). En 2019, Sinmyo et ses collègues ont utilisé une cellule à chauffage interne par résistance, atteint 290 GPa et abouti à 5 500 ± 220 K (environ 5 000–5 450 °C).

Les éléments légers dissous dans le noyau réel abaissent encore le point de fusion. Les estimations pour la limite du noyau interne se regroupent donc autour de 5 000–6 000 °C, une température comparable à celle de la surface du Soleil. Un chiffre unique et assuré cité ailleurs appelle à la prudence, car la mesure est encore en cours d’affinement.

Cinq faisceaux de preuves en dehors des ondes sismiques

La sismologie est l’épine dorsale de ces connaissances, mais elle n’est pas le seul témoin. Cinq autres faisceaux de preuves, pour la plupart indépendants des séismes, convergent vers la même Terre en couches, à noyau de fer.

1. Densité et moment d’inertie

La densité moyenne de la Terre est d’environ 5,51 g/cm³. Or les roches sur lesquelles nous marchons, le granite et le basalte, n’ont que des densités de 2,7–3,0 g/cm³. La planète entière est presque deux fois plus dense que sa surface : quelque chose de bien plus lourd doit donc se trouver à l’intérieur. C’était l’argument de Wiechert dans les années 1890, qui s’appuyait sur l’expérience de la balance de torsion de Henry Cavendish, en 1798, laquelle donnait pour la densité moyenne de la planète 5,48 fois celle de l’eau.

Un second indice, plus subtil, est le moment d’inertie, une mesure de la façon dont la masse est répartie par rapport à l’axe de rotation, que l’on déduit de la lente précession de l’axe de rotation de la Terre et des orbites des satellites. Pour une sphère uniforme, le facteur de moment d’inertie serait de 0,4. La valeur de la Terre est d’environ 0,331 (plus précisément 0,3307). Un nombre inférieur à 0,4 signifie que la masse est concentrée vers le centre. Ensemble, la densité et le moment d’inertie exigent un noyau dense, et un noyau riche en fer, de la taille que trouve la sismologie, s’accorde avec les deux valeurs.

2. Les météorites

Les planètes du Système solaire se sont condensées à partir du même nuage de poussières que celui qui a produit les météorites que nous trouvons aujourd’hui. Les chondrites, météorites pierreuses primitives, approchent la composition globale de la matière première qui a construit les planètes rocheuses. La plupart des météorites de fer sont des fragments des noyaux métalliques d’astéroïdes qui avaient grossi assez pour fondre et se séparer en un manteau rocheux et un noyau de fer, avant de se fracasser. Elles montrent que des noyaux fer-nickel se forment naturellement dans les corps rocheux. Elles suggèrent aussi pourquoi le noyau de la Terre devrait être en fer et non en un autre métal dense : le fer est bien plus abondant dans les météorites et dans le Soleil que tout autre élément lourd.

Les pallasites, météorites faites de cristaux d’olivine enchâssés dans un métal fer-nickel, mêlent matière du noyau et matière du manteau. On les a longtemps interprétées comme des échantillons de la limite noyau-manteau d’un astéroïde. Des mesures magnétiques publiées dans Science en 2012 par John Tarduno et ses collègues, sur des pallasites dont celle d’Esquel, indiquent plutôt du métal fondu du noyau injecté dans un manteau lors d’une collision, et l’origine reste débattue.

3. La dynamo géomagnétique : une preuve venue du noyau terrestre

La Terre possède un champ magnétique global, et il ne peut pas provenir d’un aimant permanent, car l’intérieur est bien trop chaud pour rester aimanté. Le champ est engendré par la géodynamo. Le fer liquide du noyau externe est animé de mouvements de convection, la rotation de la planète (par la force de Coriolis) organise l’écoulement en rouleaux, et le conducteur en mouvement génère des courants électriques qui entretiennent le champ. Cela exige un grand volume de fluide en mouvement, conducteur d’électricité, ce que fournit un noyau externe de fer liquide.

En 1995, Gary Glatzmaier et Paul Roberts ont publié la première simulation numérique tridimensionnelle autocohérente de la géodynamo. Sur 40 000 années simulées, elle a maintenu un champ dominé par un dipôle, et vers la fin de la simulation, le dipôle s’est inversé. Elle a montré qu’un noyau de fer liquide en convection peut se comporter comme le fait le champ terrestre.

4. Des morceaux du manteau à la surface

Aucun forage n’a traversé le Moho, mais le manteau lui-même nous parvient parfois. Les éruptions volcaniques profondes de kimberlite jaillissent de plus de 150 km de profondeur si vite qu’elles arrachent des blocs de roche du manteau et les amènent intacts à la surface. Ces fragments, appelés xénolites (du grec « roches étrangères »), sont typiquement de la péridotite, la roche riche en olivine qui constitue le manteau supérieur. Plus de 300 xénolites provenant de sept kimberlites de la mine de diamants d’Ekati, sur le craton des Esclaves, au Canada (un bloc de très ancienne croûte continentale), donnent un profil du manteau depuis moins de 120 km jusqu’à environ 200 km de profondeur. Les diamants que transportent ces mêmes kimberlites sont eux-mêmes des messagers des profondeurs : sous les intérieurs continentaux anciens, le diamant n’est stable qu’au-dessous d’environ 130–150 km, si bien que presque tous les diamants naturels sont allés dans le manteau et en sont revenus. (Les exceptions comprennent de minuscules diamants formés à la surface lorsqu’un impact de météorite choque du graphite, comme à Popigaï, en Sibérie.)

Une autre voie met à nu le manteau océanique : les ophiolites, des tranches de vieille croûte océanique et du manteau qui se trouve en dessous, que des collisions de plaques ont charriées sur la terre ferme. L’ophiolite de Semail, dans les montagnes d’Oman, en est un exemple classique : vous pouvez y marcher depuis le basalte d’un ancien plancher océanique jusqu’à de la péridotite qui faisait autrefois partie du manteau.

5. Les expériences à haute pression

Les cellules à enclumes de diamant permettent aussi de recréer les pressions du manteau profond. En recréant les pressions du manteau profond et du noyau, elles permettent aux minéralogistes de découvrir quelles structures cristallines adoptent le silicate et le fer en profondeur, par exemple le minéral bridgmanite qui domine le manteau inférieur, et de prédire les vitesses sismiques que ces minéraux devraient produire. Ces prédictions peuvent ensuite être confrontées aux vitesses que mesure la sismologie.

Quelqu’un a-t-il déjà foré jusqu’au manteau ?

Personne n’a foré à travers une croûte intacte jusqu’au manteau. Sous les continents, le Moho se trouve à 30–70 km de profondeur, bien au-delà de la portée de tout forage. Sous les océans, il n’est qu’à 5–10 km sous le plancher océanique, mais ce plancher se trouve sous environ 4 km d’eau, et il faut empêcher l’effondrement d’un trou d’environ 6 km de profondeur. Pour cela, il faut faire circuler de la boue de forage du navire jusqu’au trépan et retour, ce qu’aucun navire de recherche n’a encore réussi à une telle profondeur d’eau. C’était l’objectif du projet Mohole, et il n’est toujours pas atteint. En 2026, aucun forage n’a traversé le Moho.

Des forages ont atteint la roche du manteau par une porte dérobée. En quelques endroits des dorsales médio-océaniques, des failles ont ramené de la péridotite du manteau jusqu’au plancher océanique. Au printemps 2023, le navire de forage JOIDES Resolution a foré sur 1 268 mètres dans l’un de ces affleurements, le massif de l’Atlantis, sur la dorsale médio-atlantique, et en a remonté une carotte presque continue de roche du manteau. Cette roche est altérée par l’eau de mer, et on ne l’a pas atteinte en traversant la croûte. Le JOIDES Resolution a été retiré du service en 2024, à la fin de l’International Ocean Discovery Program. Une véritable traversée du Moho est désormais l’ambition du Chikyū japonais, qui fore pour le programme successeur IODP³, et du Meng Xiang chinois, mis en service en novembre 2024 et conçu pour forer à 11 km sous la surface de la mer.

La même méthode sur Mars

La méthode sismique a désormais été testée sur une autre planète. En 2018, l’atterrisseur InSight de la NASA a posé à la surface de Mars un sismomètre ultrasensible, appelé SEIS (Seismic Experiment for Interior Structure). Au cours de sa mission, qui s’est achevée le 21 décembre 2022, il a détecté 1 319 séismes martiens. Puis, à partir d’un séisme martien du 25 août 2021 et de l’impact d’un météoroïde le 18 septembre 2021, survenus tous deux de l’autre côté de la planète et dont les ondes ont traversé le noyau martien, des scientifiques ont réalisé ce que la NASA et le JPL ont appelé « les premières observations directes jamais réalisées du noyau d’une autre planète ». Jessica Irving, de l’université de Bristol, qui a dirigé l’étude, l’a résumé ainsi dans l’annonce de la NASA : « Il nous a fallu à la fois de la chance et du savoir-faire pour trouver, puis exploiter, ces séismes. » Les ondes ont montré que Mars possède un noyau d’alliage de fer liquide, plus petit et plus dense que ne l’indiquaient les estimations antérieures d’InSight. En septembre 2025, une équipe dirigée par Huixing Bi et Daoyuan Sun a rapporté dans Nature que les mêmes données contiennent aussi les phases PKKP et PKiKP, les équivalents martiens des ondes étudiées par Lehmann, et qu’elles révèlent un noyau interne solide d’environ 600 km de rayon.

Avec un seul sismomètre, la méthode que Lehmann et Gutenberg ont mise au point pour la Terre a permis de retrouver sur Mars le même type de structure en couches.

Ce sur quoi les scientifiques débattent encore

L’architecture générale (croûte, manteau, noyau externe liquide, noyau interne solide) est établie. Deux questions sur la Terre profonde ne le sont pas.

Rotation du noyau interne. Comme le noyau interne solide est en suspension dans un liquide, il peut tourner à une vitesse légèrement différente de celle du reste de la planète. En 1996, Xiaodong Song et Paul Richards ont rapporté des indices sismiques d’une telle « rotation différentielle ». En 2023, Yi Yang et Song ont rapporté dans Nature Geoscience que les trajets sismiques à travers le noyau interne, qui avaient évolué pendant des décennies, n’avaient guère changé depuis une dizaine d’années. Ils y ont vu le noyau interne s’arrêter puis repartir en sens inverse par rapport au manteau, un mouvement de balancier appartenant à une oscillation d’environ sept décennies, dont le point de retournement précédent datait du début des années 1970. D’autres équipes, dont celle de Hrvoje Tkalčić, contestent la période et le calendrier, et certaines ont avancé que les changements sismiques proviennent d’une surface du noyau interne en mouvement plutôt que de la rotation de l’ensemble du corps. En février 2025, l’équipe de John Vidale a rapporté dans Nature Geoscience que la vitesse de rotation varie et que la partie la plus externe du noyau interne semble aussi se déformer.

LLSVP. À la base du manteau, la tomographie sismique révèle deux masses grosses comme des continents où les ondes ralentissent, les grandes provinces à faible vitesse de cisaillement, l’une sous l’Afrique et l’autre sous le Pacifique. On débat de leur nature : sont-ce des amas de roche chimiquement distincte hérités de la formation de la Terre, ou des cimetières de plaques subduites ? Geoscopy passe en revue les hypothèses en présence dans « LLSVP : des géants cachés à la limite noyau-manteau de la Terre ».

Pour la chronologie à laquelle appartiennent ces couches, voir L’échelle des temps géologiques expliquée.

Ce que Lehmann n’a pas vécu assez longtemps pour voir

Lehmann a vécu jusqu’à 104 ans. En 1970, des sismologues ont enregistré des ondes se réfléchissant sur la limite du noyau interne qu’elle avait tracée, et en 1971, les oscillations libres de la planète entière ont montré que la boule qui s’y trouve est solide. Elle est morte en 1993, trois décennies avant que le même type de réflexion, désormais notée PKiKP, soit repéré dans les enregistrements d’un seul sismomètre sur Mars. Le trou le plus profond de la Terre s’arrête encore à 6 359 kilomètres du centre.

Questions fréquentes

Comment les scientifiques savent-ils ce qu’il y a à l’intérieur de la Terre ?

De façon indirecte, par plusieurs méthodes indépendantes. La principale est la sismologie : les ondes des séismes traversent la planète entière, et la façon dont elles changent de vitesse, se réfractent et disparaissent révèle les limites internes. À cela s’ajoutent la densité moyenne de la Terre (5,51 g/cm³) et son facteur de moment d’inertie (0,33), qui montrent que la masse est concentrée dans un noyau dense ; les météorites, qui révèlent les ingrédients bruts ; les volcans, qui remontent des morceaux du manteau ; le champ magnétique, qui exige un noyau de fer liquide ; et les expériences en cellule à enclumes de diamant, qui recréent en laboratoire les conditions de la Terre profonde. Tout cela concorde.

Quelles sont les couches de la Terre, dans l’ordre ?

Par composition, de la surface au centre : croûte, manteau, noyau externe, noyau interne. Par comportement mécanique : lithosphère (rigide), asthénosphère (faible, qui s’écoule), mésosphère/manteau inférieur (rigide), noyau externe (liquide), noyau interne (solide). Les deux découpages décrivent la même planète, mais la divisent différemment. La lithosphère, par exemple, comprend à la fois la croûte et le tout sommet du manteau.

Pourquoi le noyau externe est-il liquide et le noyau interne solide ?

Tous deux sont en fer-nickel, de composition similaire ; la différence tient à la pression. Le point de fusion du fer augmente fortement avec la pression. Dans le noyau externe, la température dépasse le point de fusion du fer, qui est donc fondu. Au centre, la pression d’environ 360 GPa relève le point de fusion du fer au-dessus de la température locale, si bien que le noyau interne reste solide bien qu’il soit plus chaud que la couche qui le surmonte.

Jusqu’à quelle profondeur les humains ont-ils foré ?

Le record est détenu par le forage superprofond de Kola, dans l’Arctique russe, qui a atteint 12 262 m (40 230 pieds) en 1989. C’est environ un tiers de l’épaisseur de la croûte continentale locale et seulement 0,2 % du chemin vers le centre de la Terre. Le forage s’est arrêté lorsque la roche a atteint environ 180 °C et s’est mise à fluer.

Qu’est-ce que le Moho ?

Le Moho, abréviation de discontinuité de Mohorovičić, est la limite entre la croûte et le manteau, où les ondes sismiques accélèrent brusquement. Andrija Mohorovičić l’a découverte à partir du séisme de 1909 dans la vallée de la Kupa, en Croatie. Elle se trouve à environ 5–10 km de profondeur sous les océans et à environ 30–70 km sous les continents.

Quelle est la température du noyau ?

Les estimations pour la limite du noyau interne se regroupent autour de 5 000–6 000 °C, soit à peu près la température de la surface du Soleil. Une étude de 2013 en cellule à enclumes de diamant (Anzellini et al.) y a situé le point de fusion du fer à 6 230 ± 500 K ; une étude de 2019 (Sinmyo et al.) a donné environ 5 500 ± 220 K. La valeur exacte reste un problème de mesure sur lequel on travaille activement.

Qui a découvert le noyau interne de la Terre ?

La sismologue danoise Inge Lehmann, dans un article de 1936 intitulé « P′ ». Elle a montré que de faibles ondes P arrivant dans la zone d’ombre du noyau, enregistrées après un séisme survenu en 1929 près de Murchison, en Nouvelle-Zélande, pouvaient s’expliquer par un noyau interne plus petit où les ondes se propagent plus vite. Le caractère solide du noyau interne a été avancé par Francis Birch en 1940 et K. E. Bullen en 1946, puis confirmé à partir des oscillations libres de la Terre en 1971.

Comment savons-nous que le noyau de la Terre est fait de fer ?

Plusieurs observations vont dans le même sens. La densité moyenne de la Terre (5,51 g/cm³) est environ deux fois celle des roches de surface, et son facteur de moment d’inertie (0,33) montre que la masse supplémentaire se trouve au centre. Les météorites de fer montrent que les corps rocheux forment des noyaux fer-nickel. Le fer est aussi bien plus abondant dans les météorites et dans le Soleil que tout autre métal lourd : c’est donc le seul candidat disponible dans la quantité requise.