Le noyau interne de la Terre - Earth's inner core
Le noyau interne de la Terre est la couche géologique la plus interne de la planète Terre . Il s'agit principalement d'une boule solide d'un rayon d'environ 1 220 km (760 mi), soit environ 20 % du rayon de la Terre ou 70 % du rayon de la Lune .
Il n'y a pas d'échantillons du noyau terrestre accessibles pour une mesure directe, comme c'est le cas pour le manteau terrestre . Les informations sur le noyau terrestre proviennent principalement de l'analyse des ondes sismiques et du champ magnétique terrestre . On pense que le noyau interne est composé d'un alliage fer-nickel avec d'autres éléments. La température à la surface du noyau interne est estimée à environ 5 700 K (5 430 °C ; 9 800 °F), ce qui correspond à peu près à la température à la surface du Soleil .
Découverte
La Terre a été découverte pour avoir un noyau interne solide distinct de son noyau externe fondu en 1936, par le sismologue danois I. Lehmann , qui a déduit sa présence en étudiant les sismogrammes des tremblements de terre en Nouvelle-Zélande . Elle a observé que les ondes sismiques se réfléchissent sur la limite du noyau interne et peuvent être détectées par des sismographes sensibles à la surface de la Terre. Elle a déduit un rayon de 1400 km pour le noyau interne, non loin de la valeur actuellement acceptée de 1221 km. En 1938, B. Gutenberg et C. Richter ont analysé un ensemble de données plus étendu et ont estimé l'épaisseur du noyau externe à 1950 km avec une transition abrupte mais continue de 300 km d'épaisseur vers le noyau interne ; impliquant un rayon compris entre 1230 et 1530 km pour le noyau interne.
Quelques années plus tard, en 1940, on a émis l'hypothèse que ce noyau interne était en fer massif. En 1952, F. Birch a publié une analyse détaillée des données disponibles et a conclu que le noyau interne était probablement du fer cristallin.
La limite entre les noyaux interne et externe est parfois appelée la "discontinuité de Lehmann", bien que le nom se réfère généralement à une autre discontinuité . Le nom « Bullen » ou « discontinuité Lehmann-Bullen », d'après K. Bullen a été proposé, mais son utilisation semble être rare. La rigidité du noyau interne a été confirmée en 1971.
Dziewoński et Gilbert ont établi que les mesures des modes normaux de vibration de la Terre provoqués par de grands tremblements de terre étaient compatibles avec un noyau externe liquide. En 2005, des ondes de cisaillement ont été détectées traversant le noyau interne ; ces affirmations étaient initialement controversées, mais sont maintenant de plus en plus acceptées.
Source d'information
Ondes sismiques
Presque toutes les mesures directes que les scientifiques ont sur les propriétés physiques du noyau interne sont les ondes sismiques qui le traversent. Les ondes les plus informatives sont générées par des tremblements de terre profonds, à 30 km ou plus sous la surface de la Terre (où le manteau est relativement plus homogène) et enregistrées par des sismographes lorsqu'elles atteignent la surface, partout dans le monde.
Les ondes sismiques comprennent les ondes "P" (primaires ou de pression), les ondes de compression qui peuvent traverser des matériaux solides ou liquides et les ondes de cisaillement "S" (secondaires ou de cisaillement) qui ne peuvent se propager qu'à travers des solides élastiques rigides. Les deux ondes ont des vitesses différentes et sont amorties à des vitesses différentes lorsqu'elles traversent le même matériau.
Les ondes dites « PKiKP » sont particulièrement intéressantes : les ondes de pression (P) qui commencent près de la surface, traversent la limite manteau-noyau, traversent le noyau (K), sont réfléchies à la limite interne du noyau (i), traversent à nouveau le noyau liquide (K), retournent dans le manteau et sont détectés comme des ondes de pression (P) à la surface. Sont également intéressantes les ondes "PKIKP", qui traversent le noyau interne (I) au lieu d'être réfléchies à sa surface (i). Ces signaux sont plus faciles à interpréter lorsque le trajet de la source au détecteur est proche d'une ligne droite , à savoir, lorsque le récepteur est juste au- dessus de la source pour les ondes réfléchies PKiKP et antipode à lui pour les ondes PKIKP transmises.
Alors que les ondes S ne peuvent pas atteindre ou quitter le noyau interne en tant que tel, les ondes P peuvent être converties en ondes S, et vice versa, car elles frappent la frontière entre le noyau interne et externe à un angle oblique. Les ondes "PKJKP" sont similaires aux ondes PKIKP, mais sont converties en ondes S lorsqu'elles pénètrent dans le noyau interne, le traversent sous forme d'ondes S (J) et sont à nouveau converties en ondes P lorsqu'elles sortent du noyau interne. Grâce à ce phénomène, on sait que le noyau interne peut propager des ondes S, et doit donc être solide.
Autres sources
D'autres sources d'informations sur le noyau interne comprennent
- Le champ magnétique de la Terre . Bien qu'il semble être généré principalement par des courants fluides et électriques dans le noyau externe, ces courants sont fortement affectés par la présence du noyau interne solide et par la chaleur qui en sort. (Bien que fait de fer, le noyau n'est apparemment pas ferromagnétique , en raison de sa température extrêmement élevée.)
- La masse de la Terre, son champ gravitationnel et son inertie angulaire . Ceux-ci sont tous affectés par la densité et les dimensions des couches internes.
- Les fréquences d'oscillation naturelles et les modes d' oscillation de l'ensemble de la Terre, lorsque de grands tremblements de terre font « sonner » la planète comme une cloche . Ces oscillations dépendent également fortement de la densité, de la taille et de la forme des couches internes.
Propriétés physiques
Vitesse des ondes sismiques
La vitesse des ondes S dans le noyau varie régulièrement d'environ 3,7 km/s au centre à environ 3,5 km/s à la surface. C'est considérablement moins que la vitesse des ondes S dans la croûte inférieure (environ 4,5 km/s) et moins de la moitié de la vitesse dans le manteau profond, juste au-dessus du noyau externe (environ 7,3 km/s).
La vitesse des ondes P dans le noyau varie également régulièrement à travers le noyau interne, d'environ 11,4 km/s au centre à environ 11,1 km/s à la surface. Ensuite, la vitesse chute brutalement à la limite interne-externe du noyau jusqu'à environ 10,4 km/s.
La taille et la forme
Sur la base des données sismiques, le noyau interne est estimé à environ 1221 km de rayon (2442 km de diamètre), soit environ 19% du rayon de la Terre et 70% du rayon de la Lune.
Son volume est d'environ 7,6 milliards de km cubes ( 7,6 × 10 18 m 3 ), soit environ 1 ⁄ 140 (0,7 %) du volume de la Terre entière.
Sa forme est considérée comme étant proche d'une oblate ellipsoïde de révolution, comme la surface de la Terre, mais seulement que plus sphérique: l' aplatissement f est estimé entre 1 / 400 et 1 / 416 ; ce qui signifie que le rayon le long de l'axe de la Terre est estimé à environ 3 km plus court que le rayon à l'équateur. En comparaison, l'aplatissement de la Terre dans son ensemble est proche de 1 ⁄ 300 , et le rayon polaire est de 21 km plus court que celui équatorial.
Pression et gravité
La pression dans le noyau interne de la Terre est légèrement plus élevée qu'elle ne l'est à la frontière entre les noyaux externe et interne : elle varie d'environ 330 à 360 gigapascals (3 300 000 à 3 600 000 atm).
L' accélération de la pesanteur à la surface du noyau interne peut être calculée à 4,3 m/s 2 ; qui est inférieure à la moitié de la valeur à la surface de la Terre (9,8 m/s 2 ).
Densité et masse
La masse volumique du noyau est considéré interne pour faire varier en douceur d'environ 13,0 kg / L (= g / cm 3 = t / m 3 ) au centre d'environ 12,8 kg / l à la surface. Comme c'est le cas avec d'autres propriétés matérielles, la densité chute soudainement à cette surface : le liquide juste au-dessus du noyau interne serait nettement moins dense, à environ 12,1 kg/L. A titre de comparaison, la densité moyenne dans les 100 km supérieurs de la Terre est d'environ 3,4 kg/L.
Cette densité implique une masse d'environ 10 23 kg pour le noyau interne, soit 1 ⁄ 60 (1,7 %) de la masse de la Terre entière.
Température
La température du noyau interne peut être estimée à partir de la température de fusion du fer impur à la pression sous laquelle le fer est à la limite du noyau interne (environ 330 GPa ). A partir de ces considérations, en 2002, D. Alfè et d'autres ont estimé sa température entre 5 400 K (5 100 °C ; 9 300 °F) et 5 700 K (5 400 °C ; 9 800 °F). Cependant, en 2013, S. Anzellini et d'autres ont obtenu expérimentalement une température sensiblement plus élevée pour le point de fusion du fer, 6230 ± 500 K.
Le fer ne peut être solide à des températures aussi élevées que parce que sa température de fusion augmente considérablement à des pressions de cette ampleur (voir la relation Clausius-Clapeyron ).
Champ magnétique
En 2010, Bruce Buffett a déterminé que le champ magnétique moyen dans le noyau externe liquide est d'environ 2,5 milliteslas (25 gauss ), ce qui représente environ 40 fois la force maximale à la surface. Il est parti du fait connu que la Lune et le Soleil provoquent des marées dans le noyau externe liquide, tout comme ils le font sur les océans à la surface. Il a observé que le mouvement du liquide à travers le champ magnétique local crée des courants électriques , qui dissipent l'énergie sous forme de chaleur selon la loi d' Ohm . Cette dissipation, à son tour, amortit les mouvements de marée et explique les anomalies précédemment détectées dans la nutation de la Terre . A partir de l'ampleur de ce dernier effet, il pouvait calculer le champ magnétique. Le champ à l'intérieur du noyau interne a vraisemblablement une force similaire. Bien qu'indirecte, cette mesure ne dépend pas de manière significative d'hypothèses sur l'évolution de la Terre ou la composition du noyau.
Viscosité
Bien que les ondes sismiques se propagent à travers le cœur comme s'il était solide, les mesures ne permettent pas de distinguer un matériau parfaitement solide d'un matériau extrêmement visqueux . Certains scientifiques se sont donc demandé s'il pouvait y avoir une convection lente dans le noyau interne (comme on pense qu'il existe dans le manteau). Cela pourrait expliquer l'anisotropie détectée dans les études sismiques. En 2009, B. Buffett a estimé la viscosité du noyau interne à 10 18 Pa.s ; qui est un sextillion de fois la viscosité de l'eau, et plus d'un milliard de fois celle du poix .
Composition
Il n'y a toujours aucune preuve directe de la composition du noyau interne. Cependant, sur la base de la prévalence relative de divers éléments chimiques dans le système solaire , de la théorie de la formation planétaire et des contraintes imposées ou impliquées par la chimie du reste du volume de la Terre, on pense que le noyau interne se compose principalement d'un fer– alliage de nickel .
Aux pressions connues et aux températures estimées du noyau, il est prévu que le fer pur pourrait être solide, mais sa densité dépasserait la densité connue du noyau d'environ 3 %. Ce résultat implique la présence d'éléments plus légers dans le cœur, tels que le silicium , l' oxygène ou le soufre , en plus de la présence probable de nickel. Des estimations récentes (2007) autorisent jusqu'à 10 % de nickel et 2 à 3 % d'éléments plus légers non identifiés.
Selon les calculs de D. Alfè et d'autres, le noyau externe liquide contient 8 à 13% d'oxygène, mais lorsque le fer se cristallise pour former le noyau interne, l'oxygène reste principalement dans le liquide.
Les expériences en laboratoire et l'analyse des vitesses des ondes sismiques semblent indiquer que le noyau interne se compose spécifiquement de fer , une forme cristalline du métal avec la structure hexagonale compacte ( HCP ). Cette structure peut encore admettre l'inclusion de petites quantités de nickel et d'autres éléments.
De plus, si le noyau interne se développe par précipitation de particules gelées tombant sur sa surface, alors du liquide peut également être piégé dans les espaces interstitiels. Dans ce cas, une partie de ce fluide résiduel peut encore persister à un certain degré dans une grande partie de son intérieur.
Structure
De nombreux scientifiques s'attendaient au départ à ce que le noyau interne soit homogène , car ce même processus aurait dû se dérouler de manière uniforme pendant toute sa formation. Il a même été suggéré que le noyau interne de la Terre pourrait être un monocristal de fer.
Anisotropie alignée sur l'axe
En 1983, G. Poupinet et d'autres ont observé que le temps de parcours des ondes PKIKP (ondes P qui traversent le noyau interne) était d'environ 2 secondes de moins pour les trajets rectilignes nord-sud que pour les trajets rectilignes sur le plan équatorial. Même en tenant compte de l'aplatissement de la Terre aux pôles (environ 0,33 % pour l'ensemble de la Terre, 0,25 % pour le noyau interne) et des hétérogénéités de la croûte et du manteau supérieur , cette différence impliquait que les ondes P (d'une large gamme de longueurs d' onde ) voyagent à travers le noyau interne environ 1% plus rapidement dans la direction nord-sud que le long des directions perpendiculaires à celle-ci.
Cette anisotropie de la vitesse de l'onde P a été confirmée par des études ultérieures, y compris davantage de données sismiques et l'étude des oscillations libres de la Terre entière. Certains auteurs ont revendiqué des valeurs plus élevées pour la différence, jusqu'à 4,8 % ; cependant, en 2017, D. Frost et B. Romanowicz ont confirmé que la valeur se situe entre 0,5 % et 1,5 %.
Anisotropie non axiale
Certains auteurs ont affirmé que la vitesse de l'onde P est plus rapide dans les directions obliques ou perpendiculaires à l'axe N−S, au moins dans certaines régions du noyau interne. Cependant, ces affirmations ont été contestées par D. Frost et B. Romanowicz, qui prétendent plutôt que la direction de la vitesse maximale est aussi proche de l'axe de rotation de la Terre que l'on peut déterminer.
Causes de l'anisotropie
Les données de laboratoire et les calculs théoriques indiquent que la propagation des ondes de pression dans les cristaux HCP de fer est également fortement anisotrope, avec un axe "rapide" et deux axes également "lents". Une préférence pour l'alignement des cristaux dans le noyau dans la direction nord-sud pourrait expliquer l'anomalie sismique observée.
Un phénomène qui pourrait provoquer un tel alignement partiel est un écoulement lent ("fluage") à l'intérieur du noyau interne, de l'équateur vers les pôles ou vice versa. Ce flux amènerait les cristaux à se réorienter partiellement selon la direction du flux. En 1996, S. Yoshida et d'autres ont suggéré qu'un tel écoulement pourrait être causé par un taux de gel plus élevé à l'équateur qu'aux latitudes polaires. Un écoulement équateur-pôle s'installerait alors dans le noyau interne, tendant à rétablir l' équilibre isostatique de sa surface.
D'autres ont suggéré que le débit requis pourrait être causé par une convection thermique lente à l'intérieur du noyau interne. T. Yukutake a affirmé en 1998 que de tels mouvements convectifs étaient peu probables. Cependant, B. Buffet en 2009 a estimé la viscosité du noyau interne et a constaté qu'une telle convection aurait pu se produire, surtout lorsque le noyau était plus petit.
D'autre part, M. Bergman a proposé en 1997 que l'anisotropie était due à une tendance observée des cristaux de fer à croître plus rapidement lorsque leurs axes cristallographiques sont alignés avec la direction du flux de chaleur de refroidissement. Il a donc proposé que le flux de chaleur sortant du noyau interne soit orienté vers la direction radiale.
En 1998, S. Karato a proposé que les changements dans le champ magnétique pourraient également déformer lentement le noyau interne au fil du temps.
Plusieurs couches
En 2002, M. Ishii et A. Dziewoński ont présenté des preuves que le noyau interne solide contenait un "noyau interne le plus interne" (IMIC) avec des propriétés quelque peu différentes de celles de la coque qui l'entoure. La nature des différences et le rayon de l'IMIC ne sont toujours pas résolus en 2019, avec des propositions pour ce dernier allant de 300 km à 750 km.
A. Wang et X. Song ont proposé, en 2018, un modèle à trois couches, avec un « noyau interne interne » (IIC) d'environ 500 km de rayon, une couche de « noyau interne externe » (OIC) d'environ 600 km d'épaisseur, et une coquille isotrope de 100 km d'épaisseur. Dans ce modèle, la direction de "l'onde P plus rapide" serait parallèle à l'axe de la Terre dans l'OCI, mais perpendiculaire à cet axe dans l'IIC. Cependant, la conclusion a été contestée par les affirmations selon lesquelles il n'y a pas besoin de discontinuités nettes dans le noyau interne, mais seulement un changement graduel des propriétés avec la profondeur.
Variation latérale
En 1997, S. Tanaka et H. Hamaguchi ont affirmé, sur la base de données sismiques, que l'anisotropie du matériau du noyau interne, bien qu'orientée N−S, était plus prononcée dans l'hémisphère « est » du noyau interne (à environ 110 °E de longitude, à peu près sous Bornéo ) que dans l'hémisphère "ouest" (à environ 70 °W, à peu près sous la Colombie ).
Alboussère et d'autres ont proposé que cette asymétrie pourrait être due à la fonte dans l'hémisphère oriental et à la recristallisation dans l'hémisphère occidental. C. Finlay a conjecturé que ce processus pourrait expliquer l'asymétrie du champ magnétique terrestre.
Cependant, en 2017, D. Frost et B. Romanowicz ont contesté ces inférences antérieures, affirmant que les données ne montrent qu'une faible anisotropie, la vitesse dans la direction N−S n'étant que de 0,5% à 1,5% plus rapide que dans les directions équatoriales, et aucune des signes clairs de variation E−W.
Autre structure
D'autres chercheurs affirment que les propriétés de la surface du noyau interne varient d'un endroit à l'autre sur des distances aussi petites que 1 km. Cette variation est surprenante car les variations de température latérales le long de la limite interne du noyau sont connues pour être extrêmement faibles (cette conclusion est en toute confiance limitée par les observations du champ magnétique ).
Croissance
On pense que le noyau interne de la Terre croît lentement à mesure que le noyau externe liquide à la frontière avec le noyau interne se refroidit et se solidifie en raison du refroidissement progressif de l'intérieur de la Terre (environ 100 degrés Celsius par milliard d'années).
Selon les calculs d'Alfé et d'autres, au fur et à mesure que le fer cristallise sur le noyau interne, le liquide juste au-dessus s'enrichit en oxygène, et donc moins dense que le reste du noyau externe. Ce processus crée des courants de convection dans le noyau externe, qui sont considérés comme le principal moteur des courants qui créent le champ magnétique terrestre.
L'existence du noyau interne affecte également les mouvements dynamiques du liquide dans le noyau externe et peut ainsi aider à fixer le champ magnétique.
Dynamique
Parce que le noyau interne n'est pas relié de manière rigide au manteau solide de la Terre, la possibilité qu'il tourne légèrement plus rapidement ou plus lentement que le reste de la Terre a longtemps été envisagée. Dans les années 1990, les sismologues ont fait diverses déclarations sur la détection de ce type de super-rotation en observant les changements dans les caractéristiques des ondes sismiques traversant le noyau interne sur plusieurs décennies, en utilisant la propriété susmentionnée de transmettre les ondes plus rapidement dans certaines directions. En 1996, X. Song et P. Richards ont estimé cette « super-rotation » du noyau interne par rapport au manteau à environ un degré par an. En 2005, eux et J. Zhang ont comparé les enregistrements de "doublets sismiques" (enregistrements par la même station de tremblements de terre se produisant au même endroit de l'autre côté de la Terre, à des années d'intervalle), et ont révisé cette estimation à 0,3 à 0,5 degré par année.
En 1999, M. Greff-Lefftz et H. Legros notaient que les champs gravitationnels du Soleil et de la Lune qui sont responsables des marées océaniques appliquent également des couples à la Terre, affectant son axe de rotation et un ralentissement de sa vitesse de rotation . Ces couples sont principalement ressentis par la croûte et le manteau, de sorte que leur axe de rotation et leur vitesse peuvent différer de la rotation globale du fluide dans le noyau externe et de la rotation du noyau interne. La dynamique est compliquée à cause des courants et des champs magnétiques dans le noyau interne. Ils constatent que l'axe du noyau interne vacille ( nutates ) légèrement avec une période d'environ 1 jour. Avec quelques hypothèses sur l'évolution de la Terre, ils concluent que les mouvements des fluides dans le noyau externe seraient entrés en résonance avec les forces de marée à plusieurs reprises dans le passé (il y a 3,0, 1,8 et 0,3 milliards d'années). Au cours de ces époques, qui ont duré entre 200 et 300 millions d'années chacune, la chaleur supplémentaire générée par des mouvements de fluides plus forts aurait pu arrêter la croissance du noyau interne.
Âge
Les théories sur l'âge du noyau font nécessairement partie des théories de l' histoire de la Terre dans son ensemble. Ce sujet a fait l'objet de longs débats et est toujours en discussion à l'heure actuelle. Il est largement admis que le noyau interne solide de la Terre s'est formé à partir d'un noyau initialement complètement liquide lorsque la Terre s'est refroidie. Cependant, il n'y a toujours pas de preuves solides sur le moment où ce processus a commencé.
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Deux approches principales ont été utilisées pour déduire l'âge du noyau interne : la modélisation thermodynamique du refroidissement de la Terre et l'analyse des preuves paléomagnétiques . Les estimations produites par ces méthodes varient encore sur une large gamme, de 0,5 à 2 milliards d'années.
Preuve thermodynamique
L'une des façons d'estimer l'âge du noyau interne consiste à modéliser le refroidissement de la Terre, contraint par une valeur minimale pour le flux de chaleur à la frontière noyau-manteau (CMB). Cette estimation est basée sur la théorie dominante selon laquelle le champ magnétique terrestre est principalement déclenché par des courants de convection dans la partie liquide du noyau et sur le fait qu'un flux de chaleur minimum est nécessaire pour maintenir ces courants. Le flux de chaleur au CMB à l'heure actuelle peut être estimé de manière fiable car il est lié au flux de chaleur mesuré à la surface de la Terre et au taux mesuré de convection du manteau .
En 2001, S. Labrosse et d'autres, en supposant qu'il n'y avait pas d' éléments radioactifs dans le noyau, ont donné une estimation de 1 ± 0,5 milliard d'années pour l'âge du noyau interne - considérablement moins que l'âge estimé de la Terre et de son liquide. noyau (environ 4,5 milliards d'années) En 2003, le même groupe a conclu que, si le noyau contenait une quantité raisonnable d'éléments radioactifs, l'âge du noyau interne pourrait être supérieur de quelques centaines de millions d'années.
En 2012, les calculs théoriques de M. Pozzo et d'autres ont indiqué que la conductivité électrique du fer et d'autres matériaux de noyau hypothétiques, aux pressions et températures élevées attendues là-bas, était deux ou trois fois supérieure à celle supposée dans les recherches précédentes. Ces prédictions ont été confirmées en 2013 par des mesures de Gomi et d'autres. Les valeurs plus élevées de la conductivité électrique ont conduit à une augmentation des estimations de la conductivité thermique , à 90 W/m·K ; ce qui, à son tour, a abaissé les estimations de son âge à moins de 700 millions d'années.
Cependant, en 2016, Konôpková et d'autres ont directement mesuré la conductivité thermique du fer solide dans des conditions de noyau interne et ont obtenu une valeur beaucoup plus faible, 18-44 W/m·K. Avec ces valeurs, ils ont obtenu une limite supérieure de 4,2 milliards d'années pour l'âge du noyau interne, compatible avec les preuves paléomagnétiques.
En 2014, Driscoll et Bercovici ont publié une histoire thermique de la Terre qui a évité la soi-disant catastrophe thermique du manteau et le nouveau paradoxe du noyau en invoquant 3 TW de chauffage radiogénique par la désintégration de40
K
dans le noyau. De telles abondances élevées de K dans le cœur ne sont pas étayées par des études expérimentales de partitionnement, de sorte qu'une telle histoire thermique reste très discutable.
Preuve paléomagnétique
Une autre façon d'estimer l'âge de la Terre est d'analyser les changements du champ magnétique de la Terre au cours de son histoire, comme piégé dans des roches qui se sont formées à différentes époques (le « record paléomagnétique »). La présence ou l'absence du noyau interne solide pourrait entraîner différents processus dynamiques dans le noyau qui pourraient entraîner des changements notables dans le champ magnétique.
En 2011, Smirnov et d'autres ont publié une analyse du paléomagnétisme dans un grand échantillon de roches qui se sont formées au Néoarchéen (il y a 2,8 à 2,5 milliards d'années) et au Protérozoïque (2,5 à 0,541 milliard). Ils ont découvert que le champ géomagnétique était plus proche de celui d'un dipôle magnétique pendant le Néoarchéen qu'après. Ils ont interprété ce changement comme une preuve que l'effet dynamo était plus profondément ancré dans le noyau à cette époque, alors que plus tard, les courants plus proches de la limite noyau-manteau ont pris de l'importance. Ils spéculent en outre que le changement pourrait être dû à la croissance du noyau interne solide entre 3,5 et 2,0 milliards d'années.
En 2015, Biggin et d'autres ont publié l'analyse d'un ensemble étendu et soigneusement sélectionné d' échantillons précambriens et ont observé une augmentation importante de la force et de la variance du champ magnétique terrestre il y a environ 1,0 à 1,5 milliard d'années. Ce changement n'avait pas été remarqué auparavant en raison du manque de mesures suffisamment robustes. Ils ont supposé que le changement pourrait être dû à la naissance du noyau interne solide de la Terre. De leur estimation d'âge, ils ont dérivé une valeur plutôt modeste pour la conductivité thermique du noyau externe, qui a permis des modèles plus simples de l'évolution thermique de la Terre.
En 2016, P. Driscoll a publié un modèle dynamo numérique évolutif qui a fait une prédiction détaillée de l'évolution du champ paléomagnétique sur 0,0-2,0 Ga. Le modèle dynamo évolutif était piloté par des conditions aux limites variables dans le temps produites par la solution d'histoire thermique de Driscoll et Bercovici (2014). Le modèle de dynamo en évolution a prédit une dynamo à champ fort avant 1,7 Ga qui est multipolaire, une dynamo à champ fort de 1,0 à 1,7 Ga qui est principalement dipolaire, une dynamo à champ faible de 0,6 à 1,0 Ga qui est un dipôle non axial , et une dynamo à champ fort après la nucléation du noyau interne de 0,0 à 0,6 Ga qui est principalement dipolaire.
Une analyse d'échantillons de roche de l' époque d' Ediacaran (formée il y a environ 565 millions d'années), publiée par Bono et d'autres en 2019, a révélé une intensité inhabituellement faible et deux directions distinctes pour le champ géomagnétique pendant cette période, ce qui soutient les prédictions de Driscoll ( 2016). Considérant d'autres preuves d' inversions de champ magnétique à haute fréquence à cette époque, ils spéculent que ces anomalies pourraient être dues au début de la formation du noyau interne, qui aurait alors 0,5 milliard d'années. A News and Views de P. Driscoll résume l'état du terrain suite aux résultats de Bono.
Voir également
- Géodynamique
- Météorite de fer
- Structure de la Terre
- Voyage au centre de la Terre
- Histoire thermique de la Terre
Les références
Lectures complémentaires
- Tkalčić, Hrvoje (mars 2015). « Noyau interne complexe de la Terre : la dernière frontière de la sismologie mondiale » . Critiques de géophysique . 53 (1) : 59-94. doi : 10.1002/2014RG000469 .