الخصائص الفيزيائية العامة للأرض

1. أهداف الدرس

في نهاية هذا الدرس، ينبغي أن تكون قادرًا على:

التمييز بين ثلاثة نماذج لشكل الأرض: الكرة، والإهليلجي المرجعي (ellipsoïde)، والجيوييد (géoïde)، وتعليل الانتقال من نموذج إلى آخر؛
استثمار الكتلة والكثافة المتوسطة للأرض كمعطى استدلالي حول تركيب باطنها؛
شرح تغيرات شدة الثقالة (pesanteur) حسب خط العرض والارتفاع والتوزيع الكتلي في العمق؛
تعريف الشذوذ الثقالي (anomalie gravimétrique) والتمييز بين شذوذ الهواء الحر وشذوذ بوغير، واستعمالهما لتشخيص حالة التوازن؛
شرح مبدأ الأيزوستازي (isostasie) والتمييز بين نموذجي إيري (Airy) وبرات (Pratt)؛
وصف خصائص الحقل المغناطيسي الأرضي (الانحراف، الميل، الشدة) وربط أصله بالنواة الخارجية السائلة؛
تعريف التدرج الجيوحراري والتدفق الحراري، وتعليل اختلافهما بين القشرة القارية والقشرة المحيطية.

2. شكل الأرض وأبعادها: ثلاثة نماذج متدرجة الدقة

شكل الأرض ليس معطى واحدًا بل سلسلة نماذج، يُختار كل واحد منها حسب دقة القياس المطلوبة. وفهم هذا التدرج هو المفتاح:

النموذج	التعريف	مبرر اعتماده
الكرة (sphère)	سطح متساوي البعد عن المركز	تقريب كافٍ للحسابات العامة (الشعاع المتوسط 6371 كم)
الإهليلجي المرجعي (ellipsoïde de révolution)	كرة مفلطحة عند القطبين ومنتفخة عند الاستواء	يفسّره الدوران حول المحور: القوة الطاردة المركزية أقصى عند الاستواء. الشعاع الاستوائي 6378 كم، القطبي 6357 كم، أي تفلطح قدره 1/298
الجيوييد (géoïde)	السطح الحقيقي متساوي جهد الثقالة، المنطبق على متوسط مستوى البحار وامتداده تحت القارات	يفسّره التوزيع غير المنتظم للكتل في الباطن: يرتفع فوق فائض الكتلة وينخفض فوق العجز، بفارق يصل إلى ±100 م عن الإهليلجي

المبدأ المفسِّر: كل انتقال من نموذج إلى آخر يُدخل سببًا فيزيائيًّا إضافيًّا — الدوران أولًا، ثم عدم تجانس الكثافة في الباطن. ولهذا يكون الفرق بين الجيوييد والإهليلجي معطى جيولوجيًّا لا هندسيًّا فقط: إنه صورة لتوزيع الكتل في العمق.

معطيات عددية أساسية: الشعاع المتوسط 6371 كم؛ المساحة ≈ 510 مليون كم²؛ الكتلة 5,97 × 10²⁴ كغ؛ الحجم ≈ 1,08 × 10¹² كم³.

صورة 1 — قيد الإعداد

وصف الوثيقة

خطاطة علمية تعليمية بأسلوب كتاب مدرسي، رسم مسطح (flat vector) بخطوط واضحة وألوان هادئة متباينة، تعرض مقطعًا عموديًا مقارنًا لثلاثة أسطح متراكبة حول مركز واحد، مع تضخيم مقصود للفوارق ووسم صريح «فوارق مضخّمة»: (1) دائرة رمادية متقطعة مُسمّاة «الكرة: الشعاع المتوسط 6371 كم»، (2) شكل إهليلجي أزرق منتفخ عند الاستواء ومفلطح عند القطبين مُسمّى «الإهليلجي المرجعي: 6378 كم استواءً / 6357 كم قطبًا» مع سهم مزدوج يبيّن التفلطح، (3) خط متموّج أحمر متصل يلتف حول الإهليلجي تارة فوقه وتارة تحته، مُسمّى «الجيوييد: سطح متساوي جهد الثقالة»، مع تسميتين بسهمين: «ارتفاع فوق فائض كتلة» و«انخفاض فوق عجز كتلة»، ومؤشر ±100 م. يظهر أسفل المقطع تمثيل مبسّط لسلسلة جبلية وحوض محيطي لربط التموجات بالتوزيع الكتلي. خلفية بيضاء نظيفة، تسميات بخط عربي واضح، رسم دقيق علميًا

3. الكتلة والكثافة: معطى بسيط بدلالة عميقة

الكتلة: 5,97 × 10²⁴ كغ، تُحدَّد من قانون الجذب العام انطلاقًا من قياس الثقالة والثابتة الكونية للجذب G.
الكثافة المتوسطة: 5,51 (أو 5,51 غ/سم³)، وهي أعلى كثافة متوسطة في المجموعة الشمسية.
صخور السطح: 2,7 للغرانيت، 3,0 للبازلت، 3,3 للبيريدوتيت.

الاستدلال المطلوب: الفارق بين 5,51 وبين 2,7–3,3 لا يمكن تفسيره إلا بوجود مادة أكثر كثافة بكثير في العمق. وهذه الملاحظة، المقترنة بشهادة النيازك الحديدية، هي الحجة الأولى على النواة الحديدية (دُرست في الدرس 131). فالكثافة المتوسطة ليست رقمًا يُحفظ، بل قيد (contrainte) يجب أن يحترمه أي نموذج لبنية الأرض الداخلية.

4. حقل الجاذبية والثقالة

4.1 الثقالة ومكوّناتها

الثقالة (pesanteur) هي محصلة قوتين: قوة الجذب الكوني نحو مركز الأرض، وقوة الطرد المركزي الناتجة عن الدوران والعمودية على محور الدوران. ولذلك تتغير شدة الثقالة g بانتظام على سطح الأرض:

العامل	التأثير	التعليل
خط العرض	g = 9,78 م/ث² عند الاستواء، و9,83 م/ث² عند القطبين	الطرد المركزي أقصى عند الاستواء، والبعد عن المركز أكبر هناك بفعل الانتفاخ
الارتفاع	تناقص g مع الارتفاع	تزايد المسافة عن مركز الكتلة
التوزيع الكتلي المحلي	تغيرات موضعية	فائض أو عجز في كثافة الصخور القريبة من السطح

4.2 الشذوذات الثقالية

الشذوذ الثقالي (anomalie gravimétrique) = القيمة المقيسة للثقالة − القيمة النظرية المتوقَّعة في نفس النقطة على الإهليلجي المرجعي. وهو أداة تشخيص لا مجرد فارق حسابي:

شذوذ الهواء الحر (anomalie à l'air libre): تُصحَّح القيمة المقيسة من أثر الارتفاع فقط. قيمته القريبة من الصفر فوق سلسلة جبلية تعني أن الكتلة الجبلية معوَّضة في العمق.
شذوذ بوغير (anomalie de Bouguer): يُضاف تصحيح أثر كتلة الصخور الواقعة بين نقطة القياس ومستوى البحر. النتيجة نمطية: شذوذ بوغير سالب بقوة فوق السلاسل الجبلية، وموجب فوق الأحواض المحيطية.

قراءة الشذوذ: شذوذ بوغير السالب فوق الجبال يعني أن هناك في العمق مادة أخف من المتوقع تحت السلسلة — أي جذرًا قشريًّا. وهذا بالضبط ما يقود إلى مفهوم الأيزوستازي.

5. الأيزوستازي: التوازن الثقالي للقشرة

5.1 المبدأ

الأيزوستازي (isostasie) هو حالة توازن هيدروستاتيكي تطفو بمقتضاها القشرة (الأخف) على الوشاح اللدن (الأكثف)، على غرار طفو جسم في سائل: كل فائض في الارتفاع فوق سطح التوازن يقابله فائض في الغطس تحته.

الحد الفاصل الأساسي: ما يطفو ليس القشرة وحدها بل الليتوسفير (lithosphère) الصلب فوق الأستينوسفير (asthénosphère) اللدن.

5.2 نموذجان تفسيريان

النموذج	مبدأ التعويض	صورة توضيحية
نموذج إيري (Airy)	الكثافة ثابتة، والتعويض بـاختلاف السُّمك: كلما ارتفعت السلسلة ازداد جذرها القشري عمقًا	كتل جليدية متساوية الكثافة ومختلفة السمك تطفو بغطس متفاوت
نموذج برات (Pratt)	السمك ثابت، والتعويض بـاختلاف الكثافة: المناطق المرتفعة أقل كثافة	أعمدة متساوية الطول ومختلفة المادة تطفو بارتفاعات مختلفة

التطبيق الواقعي: نموذج إيري يفسّر جيّدًا السلاسل الجبلية ذات الجذور القشرية العميقة (تحت الهيمالايا يصل سمك القشرة إلى نحو 70 كم مقابل 30–35 كم في المتوسط القاري)، ونموذج برات يفسّر بشكل أفضل الفرق بين الحوض المحيطي والقارة (قشرة محيطية رقيقة وكثيفة مقابل قشرة قارية سميكة وخفيفة). والواقع غالبًا مزيج من الآليتين.

5.3 إعادة التوازن (réajustement isostatique)

حين يختل التوازن، تستعيده الأرض ببطء بحركات عمودية:

رفع بعد التعرية: تعرية سلسلة جبلية تخفّف الحمل ⟵ ارتفاع تدريجي للجذر، ما يُبقي الجبال مرتفعة زمنًا طويلًا رغم التعرية؛
رفع بعد ذوبان الجليد (rebond post-glaciaire): ما تزال إسكندينافيا وكندا ترتفعان عدة مليمترات في السنة منذ زوال الغطاء الجليدي، وهي حجة مباشرة على لدونة الأستينوسفير.

صورة 2 — قيد الإعداد

وصف الوثيقة

خطاطة علمية تعليمية بأسلوب كتاب مدرسي، رسم مسطح (flat vector) بألوان هادئة متباينة، مقسومة إلى لوحتين متجاورتين معنونتين «نموذج إيري» و«نموذج برات»: في لوحة إيري، ثلاث كتل قشرية بنفس اللون (أي نفس الكثافة) وبسماكات مختلفة تطفو فوق وشاح مُلوّن بالبرتقالي، الكتلة الأعلى ارتفاعًا لها جذر عميق يغوص في الوشاح مع تسمية «جذر قشري»، وخط أفقي متقطع مُسمّى «سطح التعويض»؛ في لوحة برات، ثلاثة أعمدة بنفس السمك لكن بألوان متدرجة تمثل كثافات مختلفة (الأفتح أعلى ارتفاعًا) تطفو فوق نفس الوشاح مع نفس سطح التعويض، وتسميات «كثافة ضعيفة / كثافة مرتفعة». أسفل اللوحتين شريط صغير يمثل مقارنة بسيطة بقطع جليد طافية في الماء كصورة تشبيهية مُسمّاة «تشبيه: الطفو». خلفية بيضاء نظيفة، تسميات بخط عربي واضح، رسم دقيق علميًا

6. الحقل المغناطيسي الأرضي

6.1 الخصائص المقيسة

يتصرف الحقل المغناطيسي الأرضي، في التقريب الأول، كأن في مركز الأرض ثنائي قطب مغناطيسي (dipôle) مائل بنحو 11° عن محور الدوران. ويُوصف في أي نقطة بثلاثة عناصر:

الانحراف (déclinaison): الزاوية الأفقية بين الشمال المغناطيسي والشمال الجغرافي؛
الميل (inclinaison): زاوية متجهة الحقل مع الأفق: 0° عند خط الاستواء المغناطيسي، و90° عند القطبين المغناطيسيين. الميل دالة على خط العرض المغناطيسي — وهذه هي الخاصية التي يستثمرها البالِيومغناطيسية لاحقًا؛
الشدة (intensité): من نحو 25 إلى 65 ميكروتسلا، أضعف عند الاستواء وأقوى عند القطبين.

6.2 الأصل: مفعول الدينامو

يُفسَّر الحقل بـمفعول الدينامو الذاتي (dynamo auto-entretenue): حركات حمل حراري في النواة الخارجية السائلة المكوّنة من حديد-نيكل موصل للكهرباء، مقرونة بدوران الأرض، تولّد تيارات كهربائية تُنتج بدورها حقلًا مغناطيسيًّا يُبقي نفسه.

الشروط الثلاثة اللازمة: مادة موصلة + حالة سائلة + حركة (حمل حراري ودوران). وغياب أحدها يفسّر ضعف أو انعدام الحقل في كواكب أخرى (المريخ فقد حقله مع تبرّد نواته).

المعرفة المركزية: وجود حقل مغناطيسي هو دليل غير مباشر على نواة خارجية سائلة موصلة؛ وهو في الوقت ذاته درع يحمي الغلاف الجوي والحياة من الرياح الشمسية والجسيمات المشحونة.

6.3 التغير في الزمن

الحقل غير ثابت: يعرف تغيرًا علمانيًّا (variation séculaire) بطيئًا في الانحراف والشدة، وانعكاسات (inversions) يتبادل فيها القطبان المغناطيسيان موضعيهما بوتيرة غير منتظمة.

صورة 3 — قيد الإعداد

وصف الوثيقة

خطاطة علمية تعليمية بأسلوب كتاب مدرسي، رسم مسطح (flat vector)، تعرض الأرض في مقطع دائري مع حقلها المغناطيسي: خطوط حقل زرقاء مغلقة تخرج من نصف الكرة الجنوبي وتدخل في نصف الكرة الشمالي محيطة بالكوكب، ومحور مغناطيسي متقطع مائل بـ11° عن محور الدوران الجغرافي المرسوم بخط متصل، مع تسميتَي «الشمال الجغرافي» و«الشمال المغناطيسي» وقوس يبيّن الزاوية. داخل الأرض، مقطع مبسّط يبيّن النواة الخارجية السائلة مع سهام دائرية للحمل الحراري مُسمّاة «مفعول الدينامو — نواة خارجية سائلة موصلة». على السطح، في ثلاثة مواقع (استوائي، متوسط، قطبي)، إبرة ممغنطة صغيرة تُظهر زاوية ميل مختلفة (0°، متوسطة، 90°) مع تسمية «الميل يتغير مع خط العرض». إلى اليسار سهام صفراء قادمة من الشمس تنحرف حول الحقل مع تسمية «الرياح الشمسية». خلفية بيضاء نظيفة، تسميات بخط عربي واضح، رسم دقيق علميًا

7. الحرارة الداخلية والتدفق الحراري

التدرج الجيوحراري (gradient géothermique): تزايد الحرارة مع العمق، بمعدل قدره نحو 30 °م/كم في القشرة القارية. وهو معدل سطحي لا يُعمَّم على كل العمق: لو استمر بنفس الوتيرة لبلغت الحرارة عند 100 كم قيمًا تجعل الوشاح كله منصهرًا، وهو ما تنفيه انتشارية الموجات الزلزالية المستعرضة.
التدفق الحراري (flux géothermique): الطاقة الحرارية المارّة عبر وحدة المساحة في وحدة الزمن، بمتوسط عالمي قدره نحو 87 ميلي واط/م². وهو أقوى في القشرة المحيطية الفتية قرب الظهرات (ليتوسفير رقيق وحار) وأضعف في الدروع القارية القديمة.
المصدر: مخزون الحرارة الأولية (التراكم والتمايز) + الإنتاج المشع المتواصل، كما فُصّل في الدرس 131.

8. أخطاء شائعة وفخاخ الامتحان

الخطأ الشائع	التصويب
اعتبار الجيوييد شكلًا هندسيًّا نظريًّا والإهليلجي هو الشكل الحقيقي	العكس: الإهليلجي هو النموذج الرياضي المرجعي، والجيوييد هو السطح الفيزيائي الحقيقي متساوي جهد الثقالة
تفسير تفلطح الأرض بجاذبية القمر أو الشمس	السبب هو دوران الأرض حول محورها والقوة الطاردة المركزية
القول إن g أكبر عند الاستواء لأن الأرض «أعرض» هناك	العكس: g أصغر عند الاستواء (9,78) بسبب الطرد المركزي وزيادة البعد عن المركز
الخلط بين شذوذ الهواء الحر وشذوذ بوغير	الهواء الحر يصحّح الارتفاع فقط؛ بوغير يصحّح إضافةً أثر كتلة الصخور المتوسطة
اعتبار شذوذ بوغير السالب فوق الجبال دليلًا على نقص المادة في السطح	هو دليل على وجود جذر قشري خفيف في العمق، أي على تعويض أيزوستاتيكي
الخلط بين نموذجي إيري وبرات	إيري: نفس الكثافة وسمك متغيّر (جذور)؛ برات: نفس السمك وكثافة متغيّرة
القول إن القشرة تطفو على الوشاح كله	الطفو يخص الليتوسفير فوق الأستينوسفير، لا القشرة فوق الوشاح
تعميم التدرج الجيوحراري السطحي (30 °م/كم) على كل العمق	تدرج سطحي فقط؛ تعميمُه يؤدي إلى حرارات مستحيلة تناقض انتشار الموجات S
اعتبار القطبين المغناطيسي والجغرافي منطبقين	المحور المغناطيسي مائل بنحو 11°، ويتغير موضعه مع الزمن، بل وينعكس

9. خلاصة

ثلاثة نماذج لشكل الأرض بدقة متزايدة: كرة (6371 كم)، إهليلجي مفلطح بفعل الدوران (6378/6357 كم، تفلطح 1/298)، وجيوييد يعكس عدم تجانس توزيع الكتل (±100 م).
الكتلة 5,97 × 10²⁴ كغ والكثافة المتوسطة 5,51: قيد أساسي يفرض وجود نواة كثيفة، لأن صخور السطح لا تتجاوز 3,3.
تتغير الثقالة مع خط العرض (9,78 استواءً / 9,83 قطبًا) ومع الارتفاع ومع التوزيع الكتلي المحلي.
الشذوذات الثقالية أداة تشخيص: شذوذ بوغير السالب فوق السلاسل يكشف جذورًا قشرية خفيفة، أي تعويضًا أيزوستاتيكيًّا.
الأيزوستازي = طفو الليتوسفير على الأستينوسفير؛ يفسَّر بنموذج إيري (سمك متغيّر) أو برات (كثافة متغيّرة)، ويظهر عمليًّا في الرفع بعد التعرية وبعد ذوبان الجليد.
الحقل المغناطيسي ثنائي القطب مائل بـ11°، يوصف بالانحراف والميل والشدة، وينشأ بمفعول الدينامو في النواة الخارجية السائلة، ويعرف تغيرًا علمانيًّا وانعكاسات.
التدرج الجيوحراري السطحي ≈ 30 °م/كم والتدفق الحراري المتوسط ≈ 87 ميلي واط/م²، أقوى في المحيطات الفتية وأضعف في الدروع القارية.

الدرس الموالي

الدرس 133: الموجات الزلزالية ومبادئ السيزمولوجيا — يفتتح المحور الفرعي الثاني، وينتقل من الخصائص المقيسة على السطح إلى الأداة التي تسمح باستكشاف العمق مباشرة: الموجات الزلزالية، أنواعها وسرعاتها وسلوكها عند حدود الأوساط.

Les caractéristiques physiques générales de la Terre

1. Objectifs de la leçon

À la fin de cette leçon, vous devez être capable de :

distinguer trois modèles de la forme de la Terre — la sphère, l'ellipsoïde de référence et le géoïde — et justifier le passage de l'un à l'autre ;
exploiter la masse et la masse volumique moyenne de la Terre comme donnée de raisonnement sur la composition de son intérieur ;
expliquer les variations de l'intensité de la pesanteur selon la latitude, l'altitude et la répartition des masses en profondeur ;
définir une anomalie gravimétrique, distinguer l'anomalie à l'air libre de l'anomalie de Bouguer et les utiliser pour diagnostiquer un état d'équilibre ;
expliquer le principe de l'isostasie et distinguer les modèles d'Airy et de Pratt ;
décrire les caractéristiques du champ magnétique terrestre (déclinaison, inclinaison, intensité) et relier son origine au noyau externe liquide ;
définir le gradient géothermique et le flux géothermique, et justifier leur différence entre croûte continentale et croûte océanique.

2. Forme et dimensions de la Terre : trois modèles de précision croissante

La forme de la Terre n'est pas une donnée unique mais une série de modèles, chacun choisi selon la précision requise. Comprendre cette gradation est la clé :

Modèle	Définition	Justification
Sphère	surface équidistante du centre	approximation suffisante pour les calculs généraux (rayon moyen 6371 km)
Ellipsoïde de révolution	sphère aplatie aux pôles et renflée à l'équateur	expliqué par la rotation axiale : la force centrifuge est maximale à l'équateur. Rayon équatorial 6378 km, polaire 6357 km, soit un aplatissement de 1/298
Géoïde	surface réelle équipotentielle de pesanteur, confondue avec le niveau moyen des mers et son prolongement sous les continents	expliqué par la répartition irrégulière des masses internes : il s'élève au-dessus des excès de masse et s'abaisse au-dessus des déficits, avec un écart atteignant ±100 m par rapport à l'ellipsoïde

Principe explicatif : chaque passage d'un modèle au suivant introduit une cause physique supplémentaire — d'abord la rotation, ensuite l'hétérogénéité des masses profondes. C'est pourquoi l'écart géoïde-ellipsoïde est une donnée géologique et non seulement géométrique : il donne une image de la répartition des masses en profondeur.

Données chiffrées de référence : rayon moyen 6371 km ; superficie ≈ 510 millions de km² ; masse 5,97 × 10²⁴ kg ; volume ≈ 1,08 × 10¹² km³.

Image 1 — en préparation

Description

Schéma scientifique pédagogique de style manuel scolaire, illustration vectorielle plate, traits nets et couleurs sobres contrastées, présentant une coupe verticale comparant trois surfaces superposées autour d'un même centre, avec exagération volontaire des écarts et une mention explicite « écarts exagérés » : (1) un cercle gris en pointillés annoté « sphère : rayon moyen 6371 km », (2) une ellipse bleue renflée à l'équateur et aplatie aux pôles annotée « ellipsoïde de référence : 6378 km à l'équateur / 6357 km aux pôles » avec une double flèche montrant l'aplatissement, (3) une ligne rouge continue et ondulée passant tantôt au-dessus tantôt au-dessous de l'ellipsoïde, annotée « géoïde : surface équipotentielle de pesanteur », avec deux annotations fléchées « bosse au-dessus d'un excès de masse » et « creux au-dessus d'un déficit de masse » et un repère ±100 m. Sous la coupe, une représentation simplifiée d'une chaîne de montagnes et d'un bassin océanique relie les ondulations à la répartition des masses. Fond blanc épuré, annotations en français, rendu scientifiquement exact

3. Masse et masse volumique : une donnée simple à forte portée

Masse : 5,97 × 10²⁴ kg, déterminée par la loi de la gravitation universelle à partir de la mesure de la pesanteur et de la constante G.
Masse volumique moyenne : 5,51 (soit 5,51 g/cm³), la plus élevée du système solaire.
Roches de surface : 2,7 pour le granite, 3,0 pour le basalte, 3,3 pour la péridotite.

Raisonnement attendu : l'écart entre 5,51 et 2,7–3,3 ne peut s'expliquer que par la présence, en profondeur, d'un matériau nettement plus dense. Cette observation, associée au témoignage des sidérites, constitue le premier argument en faveur d'un noyau ferreux (étudié en leçon 131). La masse volumique moyenne n'est donc pas un nombre à mémoriser, mais une contrainte que tout modèle de structure interne doit respecter.

4. Champ de gravité et pesanteur

4.1 La pesanteur et ses composantes

La pesanteur est la résultante de deux forces : l'attraction gravitationnelle dirigée vers le centre de la Terre et la force centrifuge due à la rotation, perpendiculaire à l'axe. L'intensité g varie donc régulièrement à la surface :

Facteur	Effet	Justification
Latitude	g = 9,78 m/s² à l'équateur, 9,83 m/s² aux pôles	la force centrifuge est maximale à l'équateur, où la distance au centre est en outre plus grande du fait du renflement
Altitude	g décroît avec l'altitude	éloignement du centre des masses
Répartition locale des masses	variations ponctuelles	excès ou déficit de masse volumique des roches proches de la surface

4.2 Les anomalies gravimétriques

Une anomalie gravimétrique = valeur mesurée de la pesanteur − valeur théorique attendue au même point sur l'ellipsoïde de référence. C'est un outil de diagnostic, non un simple écart de calcul :

Anomalie à l'air libre : la valeur mesurée est corrigée du seul effet de l'altitude. Une valeur proche de zéro au-dessus d'une chaîne de montagnes signifie que la masse montagneuse est compensée en profondeur.
Anomalie de Bouguer : on ajoute la correction de l'effet de la masse des roches situées entre le point de mesure et le niveau de la mer. Le résultat est typique : anomalie de Bouguer fortement négative sur les chaînes de montagnes, positive sur les bassins océaniques.

Lecture de l'anomalie : une anomalie de Bouguer négative sur une chaîne signifie qu'il existe en profondeur, sous la chaîne, un matériau plus léger que prévu — c'est-à-dire une racine crustale. C'est précisément ce constat qui conduit à la notion d'isostasie.

5. L'isostasie : l'équilibre gravitaire de la croûte

5.1 Le principe

L'isostasie est un état d'équilibre hydrostatique dans lequel la croûte, plus légère, flotte sur le manteau ductile, plus dense, à la manière d'un corps flottant dans un liquide : tout excès de hauteur au-dessus de la surface d'équilibre est compensé par un excès d'enfoncement au-dessous.

Distinction essentielle : ce qui flotte n'est pas la croûte seule, mais la lithosphère rigide sur l'asthénosphère ductile.

5.2 Deux modèles explicatifs

Modèle	Principe de compensation	Image illustrative
Modèle d'Airy	masse volumique constante, compensation par variation d'épaisseur : plus la chaîne est haute, plus sa racine crustale est profonde	des blocs de glace de même masse volumique mais d'épaisseurs différentes, flottant avec des enfoncements différents
Modèle de Pratt	épaisseur constante, compensation par variation de masse volumique : les zones élevées sont les moins denses	des colonnes de même longueur mais de matériaux différents, flottant à des hauteurs différentes

Application réelle : le modèle d'Airy rend bien compte des chaînes de montagnes à racines crustales profondes (sous l'Himalaya, l'épaisseur crustale atteint environ 70 km contre 30–35 km en moyenne continentale) ; le modèle de Pratt explique mieux le contraste entre bassin océanique et continent (croûte océanique mince et dense face à une croûte continentale épaisse et légère). Dans la réalité, les deux mécanismes se combinent le plus souvent.

5.3 Le réajustement isostatique

Lorsque l'équilibre est rompu, la Terre le rétablit lentement par des mouvements verticaux :

soulèvement après érosion : l'érosion d'une chaîne allège la charge ⟶ remontée progressive de la racine, ce qui maintient les montagnes en relief longtemps malgré l'érosion ;
rebond post-glaciaire : la Scandinavie et le Canada continuent de se soulever de plusieurs millimètres par an depuis la disparition de la calotte glaciaire — argument direct de la ductilité de l'asthénosphère.

Image 2 — en préparation

Description

Schéma scientifique pédagogique de style manuel scolaire, illustration vectorielle plate aux couleurs sobres contrastées, divisé en deux panneaux juxtaposés intitulés « modèle d'Airy » et « modèle de Pratt » : dans le panneau d'Airy, trois blocs crustaux de teinte identique (donc de même masse volumique) et d'épaisseurs différentes flottent sur un manteau coloré en orangé, le bloc le plus élevé possédant une racine profonde plongeant dans le manteau, annotée « racine crustale », avec une ligne horizontale en pointillés annotée « surface de compensation » ; dans le panneau de Pratt, trois colonnes de même épaisseur mais de teintes graduées représentant des masses volumiques différentes (la plus claire étant la plus élevée) flottent sur le même manteau avec la même surface de compensation, annotées « faible masse volumique / forte masse volumique ». Sous les deux panneaux, une bande illustrant des glaçons flottant dans l'eau, annotée « analogie : la flottaison ». Fond blanc épuré, annotations en français, rendu scientifiquement exact

6. Le champ magnétique terrestre

6.1 Les caractéristiques mesurées

En première approximation, le champ magnétique terrestre se comporte comme si un dipôle magnétique était placé au centre de la Terre, incliné d'environ 11° par rapport à l'axe de rotation. En tout point, il se décrit par trois éléments :

la déclinaison : angle horizontal entre le nord magnétique et le nord géographique ;
l'inclinaison : angle du vecteur champ avec l'horizontale : 0° à l'équateur magnétique, 90° aux pôles magnétiques. L'inclinaison est fonction de la latitude magnétique — propriété que le paléomagnétisme exploitera ;
l'intensité : d'environ 25 à 65 microteslas, plus faible à l'équateur et plus forte aux pôles.

6.2 L'origine : l'effet dynamo

Le champ s'explique par une dynamo auto-entretenue : les mouvements de convection du noyau externe liquide, constitué de fer-nickel conducteur, combinés à la rotation terrestre, engendrent des courants électriques qui produisent à leur tour un champ magnétique qui s'auto-entretient.

Trois conditions nécessaires : un matériau conducteur + l'état liquide + du mouvement (convection et rotation). L'absence de l'une d'elles explique la faiblesse ou l'absence de champ sur d'autres planètes (Mars a perdu le sien avec le refroidissement de son noyau).

Connaissance centrale : l'existence d'un champ magnétique est un argument indirect en faveur d'un noyau externe liquide et conducteur ; c'est en même temps un bouclier qui protège l'atmosphère et la vie du vent solaire et des particules chargées.

6.3 Les variations dans le temps

Le champ n'est pas fixe : il connaît une lente variation séculaire de la déclinaison et de l'intensité, ainsi que des inversions au cours desquelles les pôles magnétiques échangent leurs positions, à un rythme irrégulier.

Image 3 — en préparation

Description

Schéma scientifique pédagogique de style manuel scolaire, illustration vectorielle plate, présentant la Terre en coupe circulaire avec son champ magnétique : des lignes de champ bleues fermées sortant de l'hémisphère sud et entrant dans l'hémisphère nord en enveloppant la planète, un axe magnétique en pointillés incliné de 11° par rapport à l'axe de rotation géographique tracé en trait plein, avec les annotations « nord géographique » et « nord magnétique » et un arc figurant l'angle. À l'intérieur de la Terre, une coupe simplifiée montre le noyau externe liquide parcouru de flèches circulaires de convection, annotée « effet dynamo — noyau externe liquide conducteur ». En surface, en trois points (équatorial, moyen, polaire), une petite aiguille aimantée montre une inclinaison différente (0°, intermédiaire, 90°) avec l'annotation « l'inclinaison varie avec la latitude ». À gauche, des flèches jaunes venant du Soleil sont déviées autour du champ, annotées « vent solaire ». Fond blanc épuré, annotations en français, rendu scientifiquement exact

7. Chaleur interne et flux géothermique

Le gradient géothermique : augmentation de la température avec la profondeur, de l'ordre de 30 °C/km dans la croûte continentale. C'est une valeur superficielle, non généralisable à toute la profondeur : si ce rythme se poursuivait, la température atteinte à 100 km rendrait tout le manteau fondu, ce que dément la propagation des ondes sismiques transversales.
Le flux géothermique : énergie thermique traversant l'unité de surface par unité de temps, de moyenne mondiale voisine de 87 mW/m². Il est plus élevé dans la croûte océanique jeune près des dorsales (lithosphère mince et chaude) et plus faible dans les vieux boucliers continentaux.
La source : le stock de chaleur initiale (accrétion et différenciation) et la production radiogénique continue, comme détaillé en leçon 131.

8. Erreurs fréquentes et pièges d'examen

Erreur fréquente	Correction
Prendre le géoïde pour une figure théorique et l'ellipsoïde pour la forme réelle	c'est l'inverse : l'ellipsoïde est le modèle mathématique de référence, le géoïde est la surface physique réelle équipotentielle
Expliquer l'aplatissement terrestre par l'attraction de la Lune ou du Soleil	la cause est la rotation de la Terre sur elle-même et la force centrifuge
Dire que g est plus grand à l'équateur parce que la Terre y est « plus large »	au contraire, g y est plus faible (9,78), du fait de la force centrifuge et de l'éloignement du centre
Confondre anomalie à l'air libre et anomalie de Bouguer	l'air libre corrige la seule altitude ; Bouguer corrige en plus l'effet de la masse des roches intermédiaires
Lire une anomalie de Bouguer négative sur une chaîne comme un manque de matière en surface	elle indique une racine crustale légère en profondeur, donc une compensation isostatique
Confondre les modèles d'Airy et de Pratt	Airy : même masse volumique, épaisseur variable (racines) ; Pratt : même épaisseur, masse volumique variable
Dire que la croûte flotte sur l'ensemble du manteau	la flottaison concerne la lithosphère sur l'asthénosphère, et non la croûte sur le manteau
Généraliser le gradient géothermique de surface (30 °C/km) à toute la profondeur	il n'est que superficiel ; le généraliser conduit à des températures impossibles, contredites par la propagation des ondes S
Confondre pôle magnétique et pôle géographique	l'axe magnétique est incliné d'environ 11°, se déplace au cours du temps et peut même s'inverser

9. Bilan

Trois modèles de forme, de précision croissante : sphère (6371 km), ellipsoïde aplati par la rotation (6378/6357 km, aplatissement 1/298) et géoïde traduisant l'hétérogénéité des masses (±100 m).
Masse de 5,97 × 10²⁴ kg et masse volumique moyenne de 5,51 : contrainte majeure imposant un noyau dense, puisque les roches de surface ne dépassent pas 3,3.
La pesanteur varie avec la latitude (9,78 à l'équateur / 9,83 aux pôles), l'altitude et la répartition locale des masses.
Les anomalies gravimétriques sont un outil de diagnostic : une anomalie de Bouguer négative sur une chaîne révèle des racines crustales légères, donc une compensation isostatique.
Isostasie = flottaison de la lithosphère sur l'asthénosphère ; expliquée par le modèle d'Airy (épaisseur variable) ou de Pratt (masse volumique variable), elle se manifeste par le soulèvement après érosion et le rebond post-glaciaire.
Le champ magnétique est un dipôle incliné de 11°, décrit par la déclinaison, l'inclinaison et l'intensité ; il naît de l'effet dynamo dans le noyau externe liquide et connaît variation séculaire et inversions.
Gradient géothermique superficiel ≈ 30 °C/km et flux géothermique moyen ≈ 87 mW/m², plus élevé dans les océans jeunes et plus faible sur les boucliers continentaux.

Leçon suivante

Leçon 133 : Les ondes sismiques et les principes de la sismologie — elle ouvre le deuxième élément du sous-domaine et fait passer des caractéristiques mesurées en surface à l'outil qui permet d'explorer directement la profondeur : les ondes sismiques, leurs types, leurs vitesses et leur comportement aux limites des milieux.