Structure interne de la Terre

Historique de la notion de noyau

Dix-huit sicles plus tard, on considre toujours quel'intrieur du globe est uniforme. Ainsi Buffon, danssa Thorie de la Terre, l'imagine entirementconstitu d'une substance vitrifie :

Le globe terrestre en gnral peut tre regardcomme homogne. [...] Pourquoi voudrait-on parexemple que les parties voisines du centre soientplus denses que celles qui en sont plus loignes ?

Introduction

L'ide que la Terre possde en son centre un noyau diffrenci estrelativement rcente. Pendant des sicles, nul n'a imagin que l'intrieurde la Terre put tre diffrent de sa surface.

Pour Lucrce, la Terre est dans ses profondeurs comme sa surface :[...] c'est ce qu'exige l'vidence mme .

Les premires reprsentations des profondeurs de la Terre

La question de la structure interne de la Terre est lie celle de son origine.

En 1644, la Terre prsente par Ren Descartes dans Principes de philosophie est un ancienSoleil qui a subi une volution particulire.

Au centre, on trouve un noyau de matire solaire, recouvert d'une couche compacte de lamme matire que les taches solaires. Ensuite vient une couche de terre dense, une couched'eau, une couche d'air et une nouvelle couche de terre plus lgre qui se maintient au dessusdu vide comme une vote.

I : matire semblable celle du soleil M : semblable aux taches solaires. Cette partie

n'est pas affecte par les transformations C : crote de terre infrieure fort solide et fort

pesante de laquelle viennent tous les mtaux D : eau F : air E : autre crote de terre moins massive qui est

compose de pierres, d'argile de sable et de limon

A,B : air

La Terre de Descartes est donc creuse ! La couche externeest toutefois en quilibre instable. Sche par le Soleil,elle se fendille, et finit par s'crouler d'une manireingale dans les couches internes, expulsant l'eau quiforme les ocans.

Descartes dcrit ainsi la fois la gense de la Terre et sastructure interne. Il raconte comment les montagnes sesont formes, par effondrement, lors d'une immensecatastrophe plantaire originelle

la mme poque, Athanasius Kircher postule lui aussi que le globe terrestre est un astrerefroidi mais qu'il contient sous la crote une matire en fusion qui schappe parfois du centrepar les volcans.

La Terre possde un foyer central imptueux, peine dompt, reli aux volcans de la surfacepar des conduits de feu avec des rserves intermdiaires, les pyrophylacies . Les volcansmanifestent l'activit interne du globe, ce sont des soupiraux par lesquels s'chappe le feuintrieur. Il y a de plus des hydrophylacies, c'est dire des rservoirs aqueux profonds quiaboutissent en surface par des conduits.

Aprs Descartes et Kircher, la fin du XVIIe et au cours du XVIIIe sicle, les visions du mondesouterrain se multiplient rapidement, avec une grande libert. Une des motivations est deraconter la formation de la Terre et de proposer une explication scientifique du Dluge biblique.

Terre issue dune ancienne comte : William Whiston (1667 - 1752)

Whiston (1667-1752), qui est chapelain, imagine en 1696 que la Terre est une anciennecomte. Elle possde un noyau solide chaud, une couche de fluide dense, puis une couchede terre en quilibre sur le fluide : le relief est cre par la diffrence de densit des partiesde la crote qui s'enfoncent diffremment dans le fluide.

Le Dluge survient lors du passage d'une nouvelle comte. Celle-ci abandonne la vapeurd'eau de sa queue la Terre, ce qui cre les pluies diluviennes, et fissure la couche externedu globe cause des forces de mares qu'elle exerce, d'o l'irruption des eaux internes.Lorsque la comte s'loigne, une partie de l'eau du Dluge s'vapore, une autre regagneles profondeurs et une dernire forme les mers : la Terre a acquis son aspect actuel.

Terre ayant t compose dun mlange fluide qui sest dpos par gravit au cours dutemps : John Woodward (1665 - 1728) et Thomas Burnet (1635 - 1715)

En 1681, Burnet (1635-1715), qui est un thologien rput, pense que le globe taitinitialement un chaos fluide de tous les lments qui s'est mis en ordre par l'effet de lagravit : les parties lourdes descendant vers le centre, les parties lgres remontantvers la surface.

La Terre est constitue d'une couche interne de terre, puis d'une couche fluide, puisd'une nouvelle couche de terre. Il ajoute au centre un noyau de feu. Initialement, il n'ya aucune montagne, tout est plat . La couche externe, fissure par la chaleur du Soleil,s'effondre, provoquant la sortie des eaux et le Dluge. C'est lors de cet pisode que lasurface terrestre est faonne avec ses montagnes et ses bassins ocaniques.

A : noyau de feu ( Burnet ne donne pas de justification son existence)B : terre C : liquides : eau et huile D : terre

Burnet prvoit aussi le futur de la Terre : elle sera consume par le feu et redeviendraconcentrique grce aux retombes de suie et de cendres. Elle se transformera enfinen toile.

Woodward (1665-1728), grand naturaliste de terrain, est marqu par la superposition descouches gologiques, qui forment souvent de vritables empilements. Il suppose en 1695 quetoutes les roches ont t dissoutes dans l'eau du Dluge, puis se sont redposes en couchesconcentriques par ordre de gravit.

La Terre est forme d'une immense sphre aqueuse, recouverte des couches de terrainsdisposes par ordre des densits. Des fentes ou des ouvertures tablissent une communicationentre la sphre d'eau interne et le fond des ocans.

Woodward rejette l'hypothse d'un noyau defeu mais garde quand mme l'hypothse dechaleur interne.

D'autres modles, qui peuvent paratre plus extravagants, sont proposs.

Terre creuse plusieurs coques concentriques et noyau aimant spars par du vide :Edmund Halley

En 1693, Halley (1656-1743), astronome contemporain de Newton, est intrigu par lavariation temporelle du champ magntique de la Terre observe au cours du sicle.Pour l'expliquer, il suppose que la Terre est creuse et qu'elle contient un noyau aimanten rotation libre.

Plus tard, il met des propos plus audacieux : la Terre serait forme de trois arches (oucoquilles) et d'un noyau aimants tournant avec des vitesses diffrentielles. Lesdimensions des sphres internes correspondent aux rayons de Mercure, Mars etVnus ! Les arches se tiennent en quilibre grce la force magntique qu'ellesgnrent et qui s'oppose la gravitation. Elles sont supposes habites et spares lesunes des autres par des milieux rarfis.

Terre totalement creuse o la fine crote externe est en quilibre entre gravit et forcecentrifuge : Henri Gautier (1660 - 1737)

En 1721, Gautier, un ingnieur des Ponts et chausses, pense que la Terre estentirement creuse et qu'elle est comparable un ballon ou une vessie pleine d'air !La mince couche externe, qui a moins de 5 km d'paisseur en moyenne, est maintenuepar deux forces opposes : la gravit et une force provenant de la rotation de la Terre.

Les deux cts de la crote sont parfaitement symtriques et ainsi un monde estgalement possible sur la face interne avec ses mers et ses montagnes !

Le modle curieux de Terre creuse de Gautier est fond sur des intuitions gologiquespntrantes. Gautier explique ainsi les soulvements et les effondrements de lacrote, ce qu'il ne pouvait pas faire en supposant une Terre pleine.

La panoplie des reprsentations du monde souterrain est donc impressionnante au milieu duXVIIIme sicle. Toutes sont judicieuses mais laquelle est juste ?

De l'imagination aux investigations scientifiques

Il affirme que la Terre est pleine, en s'appuyant surla direction que prend un fil plomb dans levoisinage d'une montagne. Le peu dinfluence desmasses montagneuses sur la gravit locale tendainsi prouver que la Terre nest pas creuse.

Plus prcisment, aux stations A et B, les verticales (direction du fil plomb) sont donnes parles lignes pleines alors qu'en l'absence de la montagne (qui possde une capacit d'attraction),elles seraient donnes par les lignes pointilles.

Si la Terre est creuse, la montagne reprsente une masse importante par rapport la massetotale de la Terre et la dviation doit tre grande.

Si au contraire la Terre est pleine, la montagne ne reprsente plus qu'une masse insignifiante etla dviation engendre est trs faible. C'est ce qui est observ.

En 1749 puis en 1778, George de Buffon (1707-1787), intendant au Jardindu Roi, se propose de dvelopper une thorie de la Terre qui repose sur desarguments solides, durement prouvs, acceptables pour tous.

Le premier est la forme aplatie de la Terre qui n'a pu tre acquiseque si le globe a t un moment de son histoire mallable, doncen fusion.

Le deuxime est les mesures de temprature dans les mines quimontrent que la Terre possde une chaleur propre.

Le troisime est la nature des roches des rgions montagneuses quisont le rsultat d'une fusion.

Il avance galement, en donnant trois arguments, que le globe a t entirement fondu audbut de son histoire.

En 1798 cependant, Cavendish calcule la densit moyenne de la Terre et en dduit quel'intrieur doit tre plus dense que les roches de surface.

En 1825, dans son Trait de Mcanique Cleste, Laplace calcule la pression au centre de la Terreen la modlisant par une sphre en quilibre hydrostatique, et trouve une valeur de 3,1 Mbar.

L' ocan de magma interneAux alentours de 1800, la gologie prend son essor et la vision de la Terre se modifie encore. Lessavants qui s'interrogent sur la Terre ne sont plus des philosophes ou des thologiens mais desgologues de terrain : les thories vont devoir coller lobservation et aux mesuresgophysiques.

Cordier (1777-1861), en poursuivant les travaux de Fourier (1768-1830), observe en 1827 que latemprature dans les mines augmente de 1 degr tous les 25 mtres de descente.

En extrapolant, si la progression se poursuit, la temprature de l'eau bouillante est atteinte 2,5 km de profondeur (ce qui est confirm, le crot-on l'poque, par les sources d'eau chaude)et ds 50 km de profondeur, on trouve une temprature de 1600C, temprature laquelletoutes les roches de la surface sont fondues : le centre de notre plante est donc en fusion unetemprature de plusieurs milliers de degrs.

Le globe serait donc constitu d'une norme masse en fusion,recouvert d'une mince corce solide !

L'ide est sduisante car elle permet d'expliquer les volcans(communications directes entre la surface et la masse fonduesous-jacente), les tremblements de terre (consquences desmouvements internes du fluide), mais aussi la formation desmontagnes (la Terre en se refroidissant se contracte, ce quicre des ruptures et des plissements).

Lorigine de cette temprature sera longuement dbattue : reste de la chaleur originelle sur unglobe en cours de refroidissement ou lvation de la temprature due des ractions chimiquesou nuclaires internes ?

Certains, tels Davy (1778-1829), Ampre (1775-1836), Poisson (1781-1840) ou Lyell (1794-1875),prtendent que la chaleur intrieure de la Terre ne provient pas d'une fusion originelle mais deractions thermiques exothermiques, dues l'oxydation des mtaux alcalins. Jules Verne (1828-1905), dans son roman Voyage au centre de la Terre paru en 1865, reprendra les arguments.

Dailleurs, cette chaleur ne serait-elle pas suffisamment intense pour que toute la matireinterne soit gazeuse au-del dune certaine profondeur ?

La controverse sur la fluidit sous les annes 1870-1880

Le XIXme sicle voit s'affronter les thories solidistes (le globe est entirement refroidi etdonc rocheux), soutenues notamment par Ampre, et fluidistes (l'intrieur de la Terre est ungigantesque rservoir de magma liquide).

Les partisans de la solidit complte de la plante s'appuient sur les conceptions gologiques deLyell et sur les calculs de Lord Kelvin. Liais tente par exemple en 1865 de montrer que tous lesphnomnes gologiques (ruptions volcaniques, tat cristallin des roches anciennes, figured'quilibre de la Terre...) peuvent se comprendre sans avoir recours la fusion et une chaleurcentrale primitive. Reclais s'appuie sur les mathmatiques et l'astronomie pour soutenir lesconclusions de Lord Kelvin.

Les partisans de la fluidit refusent d'abandonner leurs conceptions: la fusion est prouve parles phnomnes de surface et ne peut tre remise en question. Ils cherchent se librer del'emprise des arguments physique set veulent pouvoir adopter sans hsitation l'hypothse quisatisfait le mieux les observations gologiques.

L'opposition gologues physiciens est ici exacerbe et montre une incomprhension profondeentre les savants provenant de disciplines diffrentes.

Le modle qui cependant ralise un certain consensus est celui d'une terre compose d'unecroute solide de faible paisseur, d'une couche intermdiaire plus ou moins fluide et d'un noyauplus ou moins solide.

Plus prcisment, Hopkins remarque que les affirmations de Cordier sur la fusion interne ne sontpas justifies car la temprature de fusion des roches dpend de la pression.

Si une roche fond 1000C en surface, il lui faut une temprature bien plus leve pour entreren fusion 100 km de profondeur, o la pression est bien plus importante.

Pour connatre l'tat des roches internes, il faut donc savoir qui, de la temprature ou de lapression, a la plus grande influence, et seuls des expriences de laboratoire, impossibles raliser l'poque, pourraient lever l'indtermination. Devant l'insuffisance et l'incertitude desdonnes, Hopkins s'en tient trois hypothses remarquables.

Seul Williams Hopkins (1793-1866) sur la base de considrationsthermodynamiques, envisage en 1839 la possibilit d'un noyau solidespar de la crote rocheuse par une couche liquide : la variation du pointde fusion des roches en fonction de la pression fait en effet pencher labalance en faveur dun noyau solide.

a) si la temprature s'accrot suffisamment avec la profondeur pour dpasser l'influence dela pression, le globe est en fusion sous une crote dont on ne peut pas connatredirectement l'paisseur.

b) si l'influence de la pression augmente plus rapidement que celle de la temprature, lasolidification a commenc au centre, et comme en mme temps le refroidissement craitune crote en surface, le globe est form d'une enveloppe solide, d'une couche intermdiaireen fusion et d'un noyau solide.

c) si le refroidissement est complet, le globe est entirement solide.

Le niveau trs faible des mouvements du sol lis la mare (valu par comparaison avec lamesure prcise des mares ocaniques) plaide, selon Lord Kelvin, pour un globe aux propritsdun solide lastique et non pas dun fluide.

Lord Kelvin (1824-1907), en 1862, dfend avec vigueur une Terre entirement solide.

Il argumente que si la Terre tait en fusion, la masse fluide interne devrait subir des maresimportantes, exactement comme les ocans de la surface. Ces mares internes devraientdformer intensment le sol, le soulever et l'abaisser alternativement, ce qui n'arrive pas.

Lord Kelvin observe cependant que les mares ocaniques sont lgrement rduites parrapport aux prdictions thoriques. Ceci montre que la Terre se comporte comme un solidelastique, dont les proprits sont sensiblement les mmes que celles de l'acier. Le globe estdonc solide et les seules parties en fusion sont les rservoirs de magmas sous les volcans. Ils'oppose donc nergiquement au modle fluide dfendu par les gologues.

a. Si la Terre est absolument indformable, seule l'eau desocans est mise en mouvement par les forces de mares.

b. Si la Terre est fluide, elle se dforme compltement sousl'influence des forces de mares et l'eau des ocans nefait que suivre les mouvements du sol : les maresocaniques n'existent plus.

c. Si la Terre se comporte comme un solide lastique, lesmares ocaniques correspondent la diffrence entre ladformation fluide des ocans et la dformationlastique du sol.

Dans les annes 1870-1880, la controverse sur la fluidit intrieure de la Terre reste vive.

Fischer cherche raliser un compromis en supposant que la Terre est compose d'une crotesolide d'une faible paisseur, d'une couche intermdiaire fluide galement de faible paisseur, etd'un noyau solide.

Ce modle vrifie la condition de lord Kelvin d'un globe possdant en moyenne les propritslastiques de l'acier, tout en permettant de conserver les explications habituelles desphnomnes gologiques.

En 1896, Wiechert observe que le moment d'inertie de la Terre est infrieur celui d'une sphrehomogne et propose un modle de Terre comportant un noyau de fer de 4700 km de rayonsurmont d'un manteau rocheux.

Jusqu'au dbut du XXme sicle, toutes les hypothses concernant l'intrieur du globes'appuient donc uniquement sur la gologie de surface et des arguments astronomiques.

Il faudra attendre 1906 pour que les premires donnes sismologiques mettent directement envidence la prsence d'un noyau central.

Sources dinformation sur la structure interne du globe

Il est possible dtudier de faon directe seulement les quelques premiers km de profondeur dela Terre.

Pour dterminer la structure interne de la Terre, les gologues ont donc eu recours desmthodes indirectes, telle que la sismologie (tude des sismes).

Mthodes directes : la splologie et le forage profond

La splologie

Quest-ce qui se cache donc vraiment derrire les trsorsdimagination de Jules Verne et son Voyage au centre dela Terre ?

Sans lapport de mthodes dexploration indirecte, leshumains seraient rests totalement ignorants du contenuprofond du globe au-del des quelque deux ou troispremiers kilomtres.

La splologie, activit aux multiples facettes, ne se prtegure, mme dans sa composante sportive, ltablissement de records. Longtemps la cote 1 000 ne futquun rve que la technologie ne permettait pas deconcrtiser. Cest en 1956 au Gouffre Berger, dans le massifdu Vercors (Isre), que cette profondeur mythique futatteinte pour la premire fois. En 2005, la profondeurspectaculaire des 2 000 mtres a t dpasse par dessplologues Krubera-Voronja (ex gouffre Voronja), dansle Caucase occidental (Abkhazie).

Le forage profond

Le forage sg3 ou forage profond de Kola ou encore forage de Zapoliarny, du nom de la ville laplus proche, est un forage effectu partir du 24 mai 1970 jusqu'en 1989 en Russie, dans lapninsule de Kola (cercle arctique).

Le but de ce forage tait de creuser le plus profondment possible, avec un objectif 15 000mtres, afin de traverser la crote terrestre, et ainsi d'accder au Moho pour mieux comprendresa composition et les mcanismes internes de la Terre.

Il fut stopp 12 262 mtres de profondeur, ce qui en fait le forage le plus profond de l'histoire.

La raison alors invoque pour l'arrt du forage fut la fin de la Guerre froide, en 1989. Cependant,les difficults techniques rencontres peuvent aussi avoir motiv ce choix du fait de laprofondeur atteinte qui induit une trs forte pression, des tempratures plus leves queprvues (180 C au lieu des 100 C attendus), une grande difficult d'extraction des matriauxexcavs et la longueur de l'axe de forage soumis de fortes contraintes de torsion.

D'autres quipes ont essay de rditer l'exploit, notamment dans l'Ocan Pacifique (la crotetant plus fine sous les ocans de l'ordre de 7-8 kilomtres au lieu de 30), mais aucune n'y estparvenue.

Du vocabulaire pour commencer :

* Sisme : rupture brutale de roches en profondeur soumises des tensions qui saccumulentpendant des annes ou des sicles ;

* Foyer dun sisme (ou hypocentre): lieu du sisme o se produit la rupture ;

* Epicentre : zone situe la surface du globe la verticale du foyer ;

Mthode indirecte : sismologie ou tude des sismes

* Sismographe ou sismomtre : appareil permettant denregistrer des ondes sismiques ;

* Sismogramme (ou sismogramme) : courbe dessine par le sismographe ; cest unenregistrement sur papier des ondes sismiques qui se propagent lors d'un sisme, gnralementralis au moyen d'un sismographe.

Sismomtre et sismogramme

Sismogramme selon trois composantes perpendiculaires (nord-sud, est-ouest et haut-bas)

L'abscisse du graphique reprsente habituellement le temps alors que l'ordonne reprsente lavaleur instantane de l'acclration du point de mesure de l'onde sismique selon un ou des axesdonns (x, y, ou z).

Le relev de lacclration en fonction du temps permet daccder la vitesse du dplacementet au dplacement en fonction du temps ; lacclration tant la drive de la vitesse, qui estelle-mme la drive du dplacement par rapport au temps, il faut intgrer deux foislacclration par rapport au temps pour obtenir le dplacement.

Typologie des ondes sismiques

Les ondes sismiques sont des ondes lastiques. L'onde peut traverser un milieu sans modifierdurablement ce milieu.

Les vibrations engendres par un sisme se propagent dans toutes les directions.

On distingue :

les ondes de volume qui traversent la Terre les ondes de surface qui se propagent paralllement sa surface.

Elles se succdent et se superposent sur les enregistrements des sismomtres.

Leur vitesse de propagation et leur amplitude sont modifies par les structures gologiquestraverses, c'est pourquoi, les signaux enregistrs sont la combinaison d'effets lis la source,aux milieux traverss et aux instruments de mesure.

Ces branlements, qui se dplacent sous forme d'ondes, traversent le Globe et donnent desindications irremplaables sur sa constitution.

Les ondes de volume

Vers 1830, le mathmaticien Poisson dveloppe saThorie de la Mcanique du solide. Cette thoriefondamentale de la transmission des ondes lastiques travers un solide prvoit deux types dondes, lesondes de compression/dilatation et les ondes decisaillement. On fera le rapprochement avec les ondessismiques observes seulement la fin du XIXme

sicle.

En 1889 Postdam : premier enregistrement dunsisme lointain, sisme du japon.

Vers 1899, les pulsations P et S sont identifiescomme des ondes de compression / dilatation et decisaillement par R.D Oldham et W. Wiechert.

Les ondes de volumes se propagent l'intrieur du globe.

Leur vitesse de propagation dpend du matriau traverset d'une manire gnrale elle augmente avec laprofondeur.

Les ondes qui sont enregistres en premier par le sismographe sont celles qui sont arrives leplus rapidement du foyer du sisme. On les appelle les ondes P (premires).

Le second train donde reprsente les ondes S (secondes), plus lentes se propager.

On enregistre galement un troisime train donde, encore plus lentes, appeles les ondes L etles ondes R.

Ces ondes ont des vitesses diffrentes et se dplacent diffremment dans la lithosphre ;

les ondes P et S sont des ondes de volume,les ondes R et L sont des ondes de surface ;

Leurs effets en se dplaant dans la lithosphre sont distincts.

Ondes P : les plus rapides (6 kms-1 prs de la surface) et donc les premires treenregistres sur les sismogrammes. Ce sont des ondes de volume. Ce sont des ondeslongitudinales de compressions et de dcompressions se dplaant dans les milieux solides etfluides ; elles sont responsables du grondement sourd que l'on peut entendre au dbut d'untremblement de terre.

Lors de leur passage, le sol subit des dilatations et compressions successives, paralllement ladirection de propagation des ondes. Ce sont ces ondes qui sonnent lalerte du tremblement deterre, mais ce ne sont pas les plus dangereuses.

L'onde P comprime et tire alternativement les roches. On l'enregistre bien sur la composanteverticale du sismomtre.

Onde P plane Onde P sphrique

Ondes S : les ondes S ou ondes secondaires appeles aussi ondes de cisaillement ou ondestransversales ; leur vitesse est plus lente que celle des ondes P. (environ 4,06 kms-1). Ellesapparaissent donc en second sur les sismogrammes. Ce sont des ondes de volume. Ce sont desondes transversales de cisaillement se dplaant dans les milieux solides (mais pas en milieuliquide) ; on verra quelles sont en particulier arrtes par le noyau externe, liquide, de la Terre.A leur passage, le sol se dplace perpendiculairement au sens de propagation des ondes. Lesondes S sont les plus destructrices.

L'onde S se propage en cisaillant les roches latralement angle droit par rapport sadirection de propagation. On l'enregistre bien sur les composantes horizontales du sismomtre.

Dans un corps anisotrope, l'ondes S se partage en deux ondes avec une vitesse diffrente. l'ondeSH,de polarisation horizontale, et l'onde SV, de polarisation verticale (birfringence en optique)

Pour londe Sv, le mouvement des particules est contenu dans le plan vertical,perpendiculaire au sens de propagation.

Pour londe Sh, le mouvement des particules est contenu dans le plan horizontal,perpendiculaire au sens de propagation.

Onde S plane Onde S sphrique

Les ondes P compriment et dilatent le sol dans le sens de leur propagation (ondeslongitudinales). Les ondes S font vibrer le sol perpendiculairement la direction de propagation(ondes transversales).

La diffrence des temps d'arrive des ondes P et S suffit, connaissant leur vitesse, donner uneindication sur l'loignement du sisme.

Les ondes de volume se propagent un peu comme les rayons lumineux : elles peuvent trerflchies ou rfractes, c'est--dire dvies chaque changement de milieu, au passagemanteau-noyau par exemple (Lois de Descartes, Principe de Huygens, une onde P ou S peutgnrer des ondes P et S et donner des ondes PP PS SP SS PKP SKS SKP PKIKP SKIKSSKIKPPKJKS)

.Elles peuvent ainsi suivre des trajets trs complexes l'intrieur de la Terre. Leur temps deparcours dpend de ce trajet, elles n'arrivent pas toutes en mme temps au mme endroit.

Les ondes de surfaceDans un milieu infini, homogne et isotrope, il existe seulement des ondes de volume (P ou S).Quand il y a une surface qui spare des milieux aux proprits lastiques diffrentes, il existeaussi des ondes de surface, dont lamplitude dcrot rapidement avec la profondeur.

Les ondes de surface sont des ondes guides par la surface de la Terre. Leur effet estcomparable aux rides formes la surface dun lac.

Elles sont moins rapides que les ondes de volume mais leur amplitude est gnralement plusforte. Ces ondes sont dispersives : les ondes de grande longueur donde vont plus vite que lescourtes longueurs donde.

Parmi ces ondes, on distingue les ondes de Love (ondes L) et les ondes de Rayleigh (ondes R).

Londe de Love L ou LQ

L'onde de Love (1911, Thorie de la transmission de londe de Love. A-E-H LOVE) dplace le sold'un ct l'autre dans un plan horizontal perpendiculairement sa direction de propagation.Elles correspondent donc un mouvement de torsion du sol. Le dplacement estessentiellement le mme que celui des ondes S sans mouvement vertical. On l'enregistreuniquement sur les composantes horizontales du sismomtre.

Elles provoquent des branlements horizontaux qui causent de nombreux dgts, notammentaux fondations des immeubles ou autres. Les ondes de Love se propagent environ 4 km/s, ellessont plus rapides que les ondes de Rayleigh.

Elles rsultent dinterfrences constructives entre ondes PH et SH horizontales.

Mouvement transverse et horizontal Ondes dispersives : la vitesse dpend de la

frquence

Ondes de Love

L'onde de Rayleigh ou LR

1885 Thorie de londe de Rayleigh. Lord Rayleigh. 1924-1926 Mouvement rtrograde (R) et direct (H ) de londe de Rayleigh. R STONELEY. 1939-1946 Ondes couples ( devance R et H). L-D LEET.

Le dplacement est complexe, assez semblable celui d'une poussire porte par une vague, unmouvement elliptique la fois horizontal et vertical, rtrograde faible profondeur R etprograde pour une profondeur suprieure au cinquime de la longueur d'onde H.

On appelle aussi londe de Rayleigh Ground Roll.

Les particules du sol se dplacent selon une ellipse, dans le plan vertical, crant une vritablevague qui affecte le sol lors des grands tremblements de terre.

Laxe horizontal fait les 2/3 de laxe vertical. La particule tourne dans le sens anti-horaire pourune onde se dplaant de la gauche vers la droite.

Mouvement dans le plan vertical Ondes dispersives : la vitesse dpend de la frquence Plus lentes que les ondes de Love

Ondes de Rayleigh

Les vibrations engendres par cette onde durent plusieurs minutes.

Cette onde est enregistre sur les trois composantes du sismomtre.

Elle rsulte dinterfrences constructives entre ondes Pv et Sv verticales.

Les ondes de Love se propagent environ 4 km/s, elles sont plus rapides que les ondes deRayleigh.

Mesure d'un tremblement de terre

Intensit et magnitude

Nous disposons de deux types dchelles pour valuer les tremblements de terre: une chelledintensit (par exemple celle de Mercalli) et une chelle de magnitude (par exemple celle deRichter). Aujourd'hui, nous n'utilisons que celle de Richter, mais les sismes du pass ne peuventtre valus que selon celle de Mercalli.

L'intensit d'un sisme est dfinie en un lieu par rapport aux effets produits par ce sisme,qu'ils soient seulement observs ou ressentis par l'homme (rveil, chute d'objets, fissures ...)ou qu'ils aient causs des dgts plus ou moins importants aux constructions. On parle alorsd'effets macrosismiques.

L'intensit d'un sisme dpend du lieu d'observation et des effets causs par le sisme. Elledcrot gnralement lorsqu'on s'loigne de l'picentre du sisme mais varie aussi selon lastructure gologique. Une forte intensit est souvent associe des zones de roches molles(sable, vase, argile et remblais), alors qu'on note une faible intensit dans des zones deroches plus solides (grs).

Pour un sisme donn, on donne souvent uniquement l'intensit l'picentre, la plus fortegnralement : c'est l'intensit picentrale.

Plusieurs chelles d'intensit ont t dfinies. Les plus utilises sont l'chelle de Mercalli quidate de 1902 et qui a t modifie en 1956 et l'chelle MSK cre en 1964, du nom des troissismologues europens Medvedev, Sponheuer et Karnik.

Ces deux chelles comportent douze degrs nots gnralement en chiffres romains de I XII.Le degr I correspond aux secousses les plus faibles, peine ressenties, le degr XII auxsecousses les plus fortes, celles ayant entran une destruction totale des btiments. Le nombrede victimes n'est jamais pris en compte dans ces valuations car il dpend non seulement del'intensit, mais du type local de construction, de la densit de population et de l'heure dusisme.

Depuis peu, une nouvelle chelle a t adopte par les pays europens : EMS 92 (EuropeanMacroseismic Scale 1992). La France l'utilise depuis janvier 1997.

L intensit est dtermine par deux facteurs :

l'ampleur des dgts causs par un sisme la perception qu'a eu la population du sisme.

Il s'agit d'une valuation qui fait appel une bonne dose de subjectivit.

Comme la perception de la population et l'ampleur des dgts varient en fonction de ladistance l'picentre, on a donc avec cette chelle, une chelle variable gographiquement.Mais, l'poque, on ne possdait pas les moyens d'tablir une chelle objective.

On tablit gnralement aprs les sismes importants une carte d'intensits. La mthodeutilise varie d'un pays l'autre; par exemple, pour la France, la valeur du degr d'intensit enchaque lieu est tablie partir de questionnaires distribus par le Bureau Central SismologiqueFranais (BCSF) aux habitants de la rgion touche par le sisme.

On reporte sur les cartes d'intensit, les courbes d'gale intensit qu'on appelle isosistes. Lecentre de la courbe de plus forte intensit est appel l'picentre macrosismique. Il peut trediffrent de l'picentre rel, dit picentre microsismique.

On ne doit pas confondre magnitude et intensit :

A l'inverse de la magnitude qui se calcule, l'intensit d'un sisme ne peut donner lieu qu'une estimation.

La magnitude est une valeur associe uniquement au sisme. L'intensit est associe au lieud'observation.

Il n'existe pas de vritable relation entre magnitude et intensit. Ainsi deux sismes de mmemagnitude peuvent donner en surface des intensits diffrentes. Inversement deux sismesde mme intensit en un lieu peuvent avoir des magnitudes diffrentes.

La magnitude d'un sisme est une valeur intrinsque du sisme, indpendante du lieud'observation, des tmoignages de la population.

La notion de magnitude a t introduite en 1935 par l'Amricain Charles Francis Richter pourles sismes locaux Californiens afin d'estimer l'nergie libre au foyer d'un tremblement deterre et pouvoir ainsi comparer les sismes entre eux. On parle depuis de l'chelle de Richter.

Elle se mesure sur une chelle logarithmique ouverte; ce jour, le plus fort sisme a atteint 9,5sur l'chelle de Richter (Chili). Cette fois, il s'agit d'une valeur qu'on peut qualifier d'objective: iln'y a qu'une seule valeur pour un sisme donn.

Aujourd'hui, on utilise un calcul modifi du calcul originel de Richter (qui ne faisait intervenir quela quantit d'nergie dgage au foyer) en faisant intervenir la dimension du segment de faille lelong duquel s'est produit le sisme.

La mthode originale de calcul est la suivante :

A amplitude maximale mesure sur un sismogramme enregistr par un sismographe WoodAnderson en millimtre.

logA0 est une valeur standard fonction de la distance picentrale. Rfrence de Richter :distance picentrale de 100 km A=1mm ML=3 :

La magnitude est une fonction continue, qui peut tre ngative ou positive et, en principe n'apas de limites.

En ralit, sa valeur minimale est lie la sensibilit du sismographe.Un sismographe trs sensible peut enregistrer une magnitude de l'ordre de -2, quivalente l'nergie dgage par la chute d'une brique sur le sol d'une hauteur de 1 mtre.

Sa valeur maximale est lie la rsistance de la lithosphre aux forces tectoniques et lalongueur maximum de la faille susceptible de se fracturer d'un seul coup.

Le sisme de plus grande magnitude connu au cours de ce sicle est celui du Chili en 1960, demagnitude 9.5 ; la zone de rupture de la faille a atteint plus de 1 000 km de long. C'est causede cette limite qu'on entend parfois parler des 9 degrs de l'chelle de Richter.

Les sismes de magnitude suprieure 9 sont trs rares et la magnitude 10 semble tre unelimite raisonnable compte tenu de la solidit des roches et de la fragmentation des failles.

La magnitude est une fonction logarithmique ; c'est dire quun accroissement de magnitudede 1 correspond une multiplication par 30 de l'nergie et une multiplication par 10 del'amplitude du mouvement.

Par exemple, un sisme de magnitude 6 est dix fois plus fort en amplitude qu'un sisme demagnitude 5 et cent fois plus fort en amplitude qu'un sisme de magnitude 4.

Lors de la rupture qui se produit au foyer d'un tremblement de terre, la plus grande partie del'nergie se dissipe sous forme de chaleur. Une partie seulement se propage au loin sous formed'ondes lastiques. Le rapport entre l'nergie des ondes et l'nergie totale, appel rendementsismique, est estim entre 20 et 30 %.

La magnitude de Richter mesure l'nergie mise sous forme d'ondes lastiques. Un sisme demagnitude 5.0 correspond peu prs l'nergie dgage par la bombe nuclaire qui dtruisitHiroshima. La relation qui existe entre la magnitude et l'nergie sismique libre montre qu'unsisme de magnitude 7 libre lui seul autant d'nergie qu'une trentaine de sisme demagnitude 6.

La magnitude est calcule soit partir de l'amplitude du signal enregistr par un sismomtre,soit partir de la dure du signal lue sur le sismogramme.

Son calcul ncessite plusieurs corrections tenant compte du type de sismographe utilis, de ladistance entre le sisme et la station d'enregistrement, de la profondeur du sisme, de la naturedu sous-sol o se trouve la station d'enregistrement. Les corrections permettent de calculerpartout dans le monde la mme magnitude pour un mme sisme.

Il existe plusieurs chelles de magnitude :

Magnitude locale ML :

On l'utilise pour des sismes proches dits sismes locaux. Elle est dfinie partir de l'amplitudemaximale des ondes de volume. Elle est toujours moyenne sur plusieurs stations en tenantcompte des corrections locales

o A est l'amplitude mesure en mm et est la distance en km

Magnitude de dure MD :

On l'utilise galement pour des sismes proches mais elle est dfinie partir de la dure dusignal.

o t est la dure du signal mesur en s , a et c des constantes dtalonnage et est la distance enkm.

Magnitude des ondes de surface MS :

Elle est utilise pour les sismes lointains, dits tlsismes, dont la profondeur est infrieure 80 km. Elle se calcule partir de l'amplitude des ondes de surface.

o A est l'amplitude du mouvement du sol en m o T est la pseudo-priode de londe mesureen s a et c sont des constantes dtalonnage et est la distance en km.

Magnitude des ondes de volume MB :

Cette magnitude est dfinie pour tous les tlsismes et en particulier pour les sismesprofonds, car ceux-ci gnrent difficilement des ondes de surface. Elle est calcule partir del'amplitude de l'onde P qui arrive au dbut du sismogramme.

o A est l'amplitude du mouvement du sol en m o T est la pseudo-priode de londe mesureen s a et c sont des constantes dtalonnage et est la distance en km.

Moment sismique et magnitude de moment

Le moment sismique (en N.m) est dfini comme le produit :

M0 = .S.d

avec la rigidit de la roche (en N.m-2), S la surface du plan de faille ayant rompu (en m2) et d ledplacement le long de ce plan (en m).

D'o une estimation possible via les donnes de terrain mais aussi par traitement des donnesde sismogrammes. Remarquons que l'usage utilise le N.m pour l'expression d'un moment quiest un travail et donc une nergie (1 N.m = 1 J).

Magnitude de moment sismique (ou dnergie ou de Kanamori) :

MW = 2/3.log10(M0) - 6

cette expression de la magnitude est adapte aux forts sismes. Elle est calcule partir d'unmodle physique de source sismique et est relie au moment sismique M0 :

Les formules de calcul de magnitudes utilises ont t dtermines de faon ce que leschelles soient complmentaires et que les magnitudes donnes soient comparables si on utilisedeux chelles a priori adaptes la dtermination de la puissance d'un sisme.

Par exemple, la formule de calcul de Kanamori (1977) (magnitude de moment) est telle qu'unsisme de magnitude 5 correspond exactement un sisme de magnitude 5 sur l'chelle deRichter.

Ainsi, quel que soit le mode prcis de calcul de la puissance d'un sisme, on peut parler de magnitude sur l'chelle de Richter . Dans les faits, ce sera une magnitude de Richter au sensstrict ou bien une magnitude rapporte une chelle de Richter largie .

La prcision d'une magnitude est de l'ordre de 0,25 degr de magnitude. Souvent, une premireestimation est ensuite affine au fur et mesure de l'accumulation des donnes des diffrentsrseaux sismiques.

Magnitude (M), nergie sismique (Es) et moment sismique (M0) sont donc relis par desquations.

Magnitude - nergie sismique :M = 2/3.log10(Es) - 2,88

log10(Es) =3/2.M + 4,32

nergie sismique - moment sismique :

log10(Es) = log10(M0) - 4,68soit :

Es = M0.10-4,68 2.10-5.M0

cette expression, drive d'estimations empiriques et restant pour partie empirique, considre que l'nergie sismique ne reprsente qu'une fraction (1/50 000) du moment sismique, nergie totale libre par le sisme.

Magnitude et nergie sismiquenergie sismique et moment peuvent tre dtermins selon les sismomtres disponibles.Richter avait aussi propos une estimation de l'nergie sismique partir de la magnitude, partir d'une relation empirique.

Le graphique qui suit met en relation, la magnitude des sismes, sur chelle arithmtique, etl'nergie dgage au foyer, sur chelle logarithmique ; il prsente aussi une comparaison entrequelques sismes les plus connus.

Sismes, bombes nuclaires, comparaisons nergtiques

Il existe une comparaison usuelle entre sisme et bombes, telle qu'une bombe atomique d'unkilotonne de TNT correspond un sisme de magnitude 4.

Cette comparaison implique, si on reprend la formule magnitude - nergie sismique et qu'ontrouve l'quivalence TNT - nergie (1g de TNT quivaut 1000 calories, soit 4184 kJ), qu'il estconsidr dans cette analogie empirique que seul 0,5% (1/200) de l'nergie de la bombe estpropage sous forme sismique.

La conversion de la totalit de l'nergie explosive en nergie sismique aboutirait donc unsisme 200 fois plus nergtique, soit, pour une bombe d'une kilotonne de TNT, un sisme demagnitude 5,53.

La bombe Little Boy, ayant explos au-dessus d'Hiroshima le 6 aot 1945, avait une puissance de15 kilotonne de TNT. L'nergie de cette bombe correspond donc soit un sisme de magnitude~4,8 (comparaison usuelle des bombes), soit un sisme de magnitude 6,3 (toute l'nergie ennergie sismique).

Propagation des ondes sismiques

Rflexion et rfraction des ondes sismiques

Les ondes de volume se propagent comme toutes les ondes, et en particulier comme les rayonslumineux : elles peuvent tre rflchies ou rfractes, c'est--dire dvies chaque changementde milieu, au passage manteau-noyau par exemple.

Elles peuvent ainsi suivre des trajets trscomplexes l'intrieur de la Terre.

Leur temps de parcours dpend de ce trajet, ellesn'arrivent pas toutes en mme temps au mmeendroit.

Si les distances n'excdent pas quelques centaines de kilomtres, on peut admettre que lasurface de discontinuit est plane, ainsi que la surface du sol. Dans chaque transformation, lesvitesses Vi et Vr sont relies l'angle i d'incidence et l'angle r de rflexion ou de rfractionpar l'quation que l'on appelle aussi loi de Descartes.

Remarque : des ondes P peuvent exciter des ondes S

Envisageons une onde P qui arrive l'interface sparant un liquide d'un solide. Si l'onde P n'estpas perpendiculaire cette interface, elle secoue la surface dans son propre plan, demanire non uniforme. Ce phnomne induit donc des zones de cisaillement source d'ondes S l'intrieur du solide. Pour bien comprendre ce phnomne, il faut raisonner sur le front d'ondeplutt que sur le trajet du rai sismique, et envisager le transfert des contraintes au travers del'interface un instant donn.

Lorsque l'onde arrive sur l'interface, du fait del'inclinaison du rayon incident, les points A et B nereoivent pas la mme contrainte un instant donn.La surface ne se dplace donc pas de la mme quantiten A et en B. Ce mouvement diffrentiel est sourced'une onde S qui se propage dans le solide.

Ainsi, une onde P incidente excite une onde P et uneonde S au passage de l'interface.

Pour des distances suprieures quelques centaines de kilomtres on considre un modle deTerre couches concentriques homognes, on a (fig. 1)

Si on dsigne par R la distance au centre de la Terre, on peut donc crire d'une faon gnrale :

Le paramtre P caractrise le trajet des ondes entre le foyer et un point sur la surface de laTerre.Supposons qu'un rai s'enfonce (0

Dtermination de la localisation des sismes

En un lieu donn, comme les ondes P arrivent en premier, il y aura sur l'enregistrementsismographique un dcalage entre le dbut d'enregistrement des deux types d'ondes.

La diffrence des temps d'arrive des ondes P et S en une station de mesure suffit,connaissant leur vitesse de propagation, donner une indication sur l'loignement du sismepar rapport la station.

On peut ainsi localiser son picentre l'aide de trois sismogrammes.

Par exemple, sur le sismogramme ci-contre, il ya un retard de 6 minutes des ondes S parrapport aux ondes P.

Les vitesses de propagation des deux types d'ondes dans la crote terrestre ont t tablies eton possde par consquent des courbes talonnes, comme celles-ci :

Ce graphique nous dit, par exemple, que pour franchir une distance de 2000 kilomtres, l'onde Pmettra 4,5 minutes, alors que l'onde S mettra 7,5 minutes pour parcourir la mme distance; il ya donc un dcalage de 3 minutes.

En portant sur un mme graphique les temps d'arrive des diffrentes ondes en fonction dela distance picentrale, on construit ce que l'on appelle des hodochrones.

Pour un sisme donn, enregistr en une station fixe, il s'agit de trouver quelle distance surce graphique correspond le dcalage obtenu sur l'enregistrement sismographique ; on obtientalors la distance entre le sisme et le point d'enregistrement.

Dans notre exemple, la distance qui correspond un dcalage de 6 minutes est de 5 000 km.

Ceci ne nous donne cependant pas le lieu du sisme la surface du globe. Pour connatre cepoint, il nous faut au moins trois enregistrements par trois stations diffrentes.

Avec une station : on peut connatre une distance picentrale : lesisme peut tre n'importe o sur un cercle

Avec deux stations : deux lieux possibles pour le sisme

Dtermination de l'picentre avec trois stations

Dans cet exemple, considrons les enregistrements d'un sisme en trois points: Halifax,Vancouver et Miami. Les enregistrements indiquent que le sisme se situe dans un rayon de 560km d'Halifax, un rayon de 3 900 km de Vancouver et un rayon de 2 500 km de Miami. On situedonc le sisme au point d'intersection des trois cercles, soit La Malbaie.

En pratique, on utilise videmment plus que trois points.

Historique de la dcouverte de la structure interne du globe

A partir de la fin du XIXme sicle, le rseau d'observatoires sismologiques qui se dveloppe travers le monde permet de connatre le temps mis par une onde sismique pour parcourir unedistance donne.

En 1906, Oldham constate que les ondes S captes plus de 14 000 km de l'picentre d'unsisme (cest--dire pour des distances picentrales suprieures 120-130) arrivent avec unretard d'une dizaine de minutes sur le temps prvu.

Il l'explique en disant que ces ondes traversent une rgion centrale o la vitesse estsensiblement infrieure celle existant dans l'enveloppe extrieure et il pense ainsi mettre envidence une discontinuit sismologique majeure et donc une structure interne centralesitue vers 3 800 km de profondeur.

En 1909, Mohorovicic a remarqu sur plusieurs sismogrammes, enregistrs lors de sismedont lpicentre tait proche de la station, une anomalie : les ondes P et S apparaissaientdeux fois sur lenregistrement, comme un cho lgrement en dcalage.

Il a alors suppos que le premier train dondes P correspondait aux ondes directes et que ledeuxime train dondes P correspondait des ondes ayant suivi un trajet plus long, rflchiessur une surface de discontinuit.

Ondes sismiques et structure interne de la Terre

En comparant les temps darrive des ondes directes et rflchies il conclut unaccroissement des vitesses sismiques sous la Croatie environ 54 km de profondeur. Cetaccroissement est ensuite confirm par d'autres sismologues dans diffrentes rgions dumonde ; il est interprt comme une discontinuit correspondant l'interface entre la croteet le manteau : la discontinuit de Mohorovicic ou Moho.

Discontinuit de Mohorovicic

La crote est spare du manteau par une discontinuit (le Moho) lie une diffrence decomposition chimique des matriaux .

Elle est mise en vidence par une acclration brutale des ondes sismiques, les ondes primairespassant de 7 8 km/s.

Cette acclration s'explique par un changement du milieu de propagation (en particulier ladensit et la minralogie changent), qui implique une rfraction, la crote tant constituemajoritairement de basaltes si elle est ocanique ou de granites si elle est continentale, alorsque le manteau est fait de pridotite. C'est donc une discontinuit physico-chimique.

La profondeur du Moho est variable : 7 12 km sous les ocans, 30 40 km sous les continents (jusqu 70 km sous les chanes demontagne).

La traverse du Moho se traduit par une acclration des ondessismiques

La crote reprsente 1% de la masse de la Terre.

Les ondes Pg suivent un trajet direct. Les ondes Pn s'enfoncent dans la crote (le sial l'poque) et atteignent un milieu diffrent, le manteau (le sima l'poque), de densitsuprieure. Elles subissent alors une rlexion et une rfraction. Quand la somme de l'angled'incidence et de l'angle de rflexion est gale 90(incidence limite) l'angle de rfraction estalors tel que le rai rfract est parallle la surface. Les ondes rfractes acclrent et, bienqu'elles aient un trajet plus long, doublent les ondes Pg si la distance de la station l'picentreest suffisante (station 5 par exemple).

En 1912, Beno Gutenberg (1889-1960) repositionne ladiscontinuit d'Oldham vers 2 900 km de profondeur (qui estla valeur adopte de nos jours). Les dimensions du noyau defer ont donc t considrablement rduites depuis lesmodles de Roche et de Wiechert.

Zone dombre et existence du noyau

Gutenberg observe aussi la zone d'ombre du noyau : plus prcisment, il observe que lesondes P et S directes mises par un sisme sont enregistres normalement jusqu' la distancepicentrale de 105 (donc par des stations situes jusqu 11 500 km ) ; au del de cette limite etjusqu une distance picentrale de 14 500 km (142), il existe ce quon appelle la zone dombre,qui est une zone o les stations nenregistrent pas les ondes dues au sisme. Ensuite, seules lesondes P rapparaissent.

Cette zone dombre est due au fait que les ondes sont rfractes deux fois (en passant dumanteau au noyau puis en ressortant du noyau) sur une discontinuit interne. En 1923, ilinterprte cette discontinuit comme l'interface entre le noyau et l'enveloppe de Wiechert.

Ces ondes notes PKP ressortent donc beaucoup plus loin que si elles avaient travers un milieuhomogne.

Les calculs amnent penser que cette discontinuit est situe 2900 km de profondeur, elleest appele discontinuit de Gutenberg, sparant le manteau du noyau.

Le fait que les ondes S ne rapparaissent pas conduit conclure que ce noyau est liquide (lesondes S ne se propagent pas dans les liquides).

Zone d'ombre cre par le noyauLes ondes P engendres par le sisme en F peuvent parvenir en tous les points de la surfacesitus une distance angulaire de F infrieure 105.Le rai qui arrive en P (105) effleure le noyau sans y entrer ;l'onde 1 est la partie rfracte par l'interface noyau-manteau de l'onde P : elle atteint lasurface plus de 180 de F.;les rais 2,3,4 qui pntrent dans le noyau avec de plus grands angles d'incidence parviennent la surface au-del de 142 de F.les ondes P n'atteignent jamais la zone d'ombre (grise) situe entre 105 et 142.

Un noyau fluide ?Pour une grande majorit de sismologues du dbut du sicle, le globe est entirement solide etle noyau possde mme une rigidit suprieure celle de l'enveloppe. Si les ondes S traversantle noyau ne sont pas directement observes, c'est parce que la qualit des sismogrammes n'estpas encore suffisante pour les dtecter mais leur existence n'est pas mise en doute...

En 1926 Sir Harold Jeffreys (1891-1989) prouve la fluidit du noyaumtallique. Il ne s'appuie pas sur l'absence de transmission des ondes S(qui est aujourd'hui le critre habituel de la fluidit) mais sur unraisonnement indirect, en montrant que la rigidit dduite de lapropagation des ondes dans l'enveloppe est suprieure la rigiditdduite de l'tude de la dformation lastique de la Terre sous l'influencedes mares : en dautres mots, la rigidit moyenne de la Terre estinfrieure celle du manteau (connue grce la mesure des vitesses depropagation des ondes sismiques).

Il dduit de ses calculs que le noyau doit avoir une rigidit nulle, c'est--dire treliquide. L'opinion de Jeffreys est rapidement adopte par la communaut scientifique.

Aujourd'hui, on sait que les ondes S ne se propagent pas dans le noyau et qu'il est doncncessairement liquide.

Dcouverte du noyau interne ou graineLe perfectionnement des sismographes permet en 1936 d'observer des ondes P de faibleamplitude (notes PKiKP) l'intrieur de la zone d'ombre du noyau : la zone d'ombre entre105 et 142 n'est pas entirement vide mais on y observe l'arrive d'ondes P, interprtes dansun premier temps comme des ondes diffractes la frontire du noyau.

Pour la danoise Inge Lehmann (1888-1993), ces observations sontincompatibles avec l'hypothse d'un noyau homogne. Lehmann montreque ces ondes reoivent une explication bien plus satisfaisante si l'onsuppose qu'elles ont t rflchies la surface d'une partie centrale. Elleen dduit l'existence d'une discontinuit l'intrieur du noyau : c'est lagraine, ou noyau interne.

L'interprtation est reue avec enthousiasme et lesdimensions de la graine sont fixes par Gutenberg en 1938 etpar Jeffreys en 1939 entre 1200 et 1250 km (la dterminationactuelle est de 1221 km).

Birch affirme en 1940 que la graine est solide mais l'assertion n'est vraiment confirme quedans les annes 1960 par l'analyse des oscillations de vibration propres de la Terre : le spectreobserv des modes propres de vibration de la Terre ne peut s'expliquer que si la graine estsolide et lgrement plus dense que le noyau externe.

Les grandes structures de la Terre sont reconnues.

Trajet des ondes PKIKP Les deux rais bleu dlimitent la zone d'ombre du noyau. Les rais noirs, rfractspar la graine, atteignent la surface l'intrieur de la zone d'ombre du noyau.

Remarque : nomenclature des ondes sismiques

Plus rcemment, le dveloppement de la tomographie sismologique, en particulier l'tude desondes rflchies par la surface externe du noyau, a permis de mettre en vidence le relief decette interface. On constate que, loin d'tre parfaitement sphrique, elle prsente des creux etdes bosses allant jusqu' 4 km d'paisseur

Topographie de l'interface noyau-manteauLa tomographie sismique met en vidence le relief de la surface externe du noyau: on observe la prsence d'un creux (en jaune) de 4 km sous l'Asie du sud-est, et d'une "bosse" (en noir) de

mme amplitude sous l'Atlantique nord. (Doornbos & Hilton 1989)

http://icb.u-bourgogne.fr/Nano/MANAPI/saviot/terre/

Etude exprimentale des vitesses des ondes sismiques en fonction de la profondeurLes ondes sismiques gnres par les tremblements de terre et les explosions de plus grandeimportance (nuclaires par exemple) peuvent traverser compltement la Terre et permettent dedterminer toutes les couches de la surface jusqu'au noyau.

Les courbes suivantes prsentent la vitesse des ondes P et S en fonction de la profondeur :

Structures internes du globe

Lorsque l'on tudie plus en dtail la sismique dans les couches superficielles et les types d'ondequi se dplacent ainsi que leur vitesse, on obtient des variations importantes, donnant unedivision plus fine.

tude thorique des vitesses de propagation

On peut montrer que les vitesses de propagation des ondes de compression et de cisaillementdans un solide dpendent de trois paramtres :

densit , module d'incompressibilit K, module de cisaillement .

Physiquement, on peut comprendre la position de ces 3 paramtres dans la formule :

Plus un corps est difficile comprimer ( grand), plus il se dtend vite, et plus l'onde se propagevite (un ressort dur se dtend plus vite qu'un ressort mou).

Plus un corps est difficile dformer lastiquement ( grand), plus il revient vite sa positioninitiale (une lame d'acier difficile tordre revient vite sa position initiale quand on larelche...), et plus londe de propage vite.

Plus un corps est dense ( grand), plus il est difficile mettre en mouvement : l'onde se propagealors moins vite...

Analysons leffet de chaque paramtre sur la vitesse des ondes P :

Quand on s'enfonce, la massevolumique des matriaux augmente(en particulier parce que la pressionaugmente), et donc la vitesse desondes devrait diminuer.

Mais lorsque la pression augmente, et (au numrateur) augmententplus que .

Ainsi, pour un mme matriau, lavitesse Vp augmente avec laprofondeur.

Diagramme de la vitesse des ondes P en fonction de la profondeur z.

La mesure de la vitesse des ondes sismiques et l'analyse du spectre des modes propres devibration de la Terre permettent d'obtenir le profil de la densit et de la pression en fonction dela profondeur.

La limite noyau-manteau correspond une profondeur de 2 900km, une pression de 135,8 GPa,et un saut de densit de 5 570 9 900 kg.m-3.

La limite noyau externe-graine correspond une profondeur de 5 150km, une pression de 329GPa, et un saut de densit de 12 170 12 760 m-3.

Au centre de la Terre, la pression atteint 364 GPa pour une densit de 13 090 m-3.

Densit et pression dans le globe terrestre (modle PREM)

On note une importante discontinuit de la densit entre le manteau (5,5) et le noyau (10).

La pression en revanche augmente de faon continue jusqu' 3,6 Mbar au centre de la Terre.

Si on divise la masse de la Terre par son volume, on dtermine une masse volumique moyennede 5 511 kg.m-3. Or, la densit des roches silicates de la crote est du manteau varie de 1 500 3 200 kg.m-3. D'o l'ide qu'il existe une masse dense en profondeur.

La rpartition des densits en profondeur peut tre calcule partir du moment d'inertie de laTerre. Celui-ci, calcul partir du champ gravitationnel terrestre, vaut 0,331 MR2 contre 0,4 MR2

pour une sphre homogne. Il existe donc une stratification des densits dans le globe terrestre.On peut calculer la masse du noyau partir de ce moment d'inertie.

On obtient ainsi pour les masses du manteau et dunoyau en fonction de la masse M de la terre :

MN=0,33M= 1,97.1024kg et MM=0,67M= 4,00.10

24kg

ainsi que les densits :

N= 11 100 kg.m-3 et M = 4 400 kg.m

-3

Structure interne du globe dduite de ltude des sismes

Toutes les stations dobservations la surface du globe enregistrent le mme type de courbe. Onpeut donc penser que le globe est compos denveloppes concentriques spares par descassures nettes.

On peut remarquer trois cassures nettesdans les courbes de vitesses des ondessismiques en fonction de la profondeur :

- au tout dbut de la courbe (entre 10et 70 km de profondeur)augmentation trs rapide de lavitesse,

- 2 900 km de profondeur, grandechute de la vitesse,

- 5 400 km, augmentation brutale.

On a ainsi dfini une structure globale de la Terre dans ses quatre grandes divisions physiques :

Ces 3 discontinuits dlimitent 4 enveloppes concentriques constituant le globe :

- la crote,- la manteau,- le noyau,- la graine.

Ces cassures mettent en vidence 3 discontinuits dans la constitution de la terre :

- la discontinuit de Mohorovicic ou Moho entre 10 et 70 km de profondeur,- la discontinuit de Gutenberg 2 900 km,- la discontinuit de Lehman 5 400 km.

Remarque :

La discontinuit de Conrad, sparerait, au sein de la crote continentale (on ne la trouve doncpas en milieu ocanique), une couche suprieure granitique d'une couche infrieure basaltique(distinction qui est sans doute artificielle).

Structure du globe selon ses caractristiques mcaniques

On peut subdiviser le binme croute plus manteau en trois enveloppes sur des critresmcaniques :

la lithosphre, fragile, forme du manteau suprieur et de la crote ;lasthnosphre, ductile, forme du manteau suprieur ;la msosphre, fragile/ductile, forme du manteau infrieur.

La lithosphre (littralement, la sphre de pierre ) est l'enveloppe rigide terrestre la plussuperficielle. Elle est divise en un certain nombre de plaques tectoniques.

La lithosphre est constitue :

de la crote (ocanique ou continentale)de la partie superficielle du manteau suprieur, rigide.

Ces deux composants (crote et la partie infrieure de la lithosphre) sont spars par ladiscontinuit de Mohorovicic (plus communment appele MOHO ), discontinuit marquepar une modification de la vitesse de propagation des ondes sismiques.

La limite infrieure de la lithosphre (c'est--dire la limite entre le manteau suprieur rigide et lemanteau suprieur ductile de faible viscosit) se trouve l'isotherme o l'olivine (minrallargement dominant dans le manteau) atteint son point de fusion : aux alentours de 1 300 C.Cette profondeur varie de quasiment 20 km au niveau des dorsales ocaniques, plus de 200km sous les vieux continents.

La limite lithosphre-asthnosphre correspond donc une limite mcanique : ce sont desroches de compositions chimiques voisines, mais de comportement mcanique diffrent, quel'on trouve la base de la lithosphre et au sommet de l'asthnosphre.

Le passage crote-manteau, lui, est plus superficiel (il se situe au cur de la lithosphre), etcorrespond un changement de composition chimique et de minralogie des roches.

L'asthnosphre (du grec asthenos, sans rsistance) est la partie ductile du manteau terrestre, directement situe sous la lithosphre rigide.

La profondeur de l'asthnosphre dpend donc directement de l'paisseur de la lithosphre.Elle varie entre environ 100 km sous les ocans (quelques kilomtres au niveau des riftsocaniques) et environ 170 km sous les continents.

La distinction entre lasthnosphre et la lithosphre se faisant surdes critres de comportement mcanique des roches, le passaged'un domaine l'autre est souvent dfini en utilisant une isotherme(de l'ordre de 1300 C).

La partie suprieure de l'asthnosphre est appele zone faiblevitesse (souvent abrge LVZ d'aprs l'anglais Low Velocity zone ou LVLpour Low Velocity Layer).

Sa limite infrieure se situe entre 640 et 700 km, au niveau de la zoneintermdiaire qui la spare du manteau infrieur.

La densit moyenne des roches augmente avec la profondeur pourpasser de 3,4 au niveau de la lithosphre 4 au niveau de lamsosphre.

La vitesse des ondes sismiques P augmente galement avec laprofondeur. Elle est de de 7,8 km/s au niveau de la lithosphre.

La vitesse des ondes sismiques S passe de 4 km/s 5,5 km/s. Lavitesse des ondes sismiques dpend de la rigidit : plus la rigidit estimportante plus les ondes sont rapides.

Limite manteau suprieur-manteau infrieur

Il y a un saut de vitesse sismique assez brusquevers 670 km de profondeur, saut qui correspond un changement de phase de l'olivine, avecpassage de minraux silicats structurettradrique (olivine gamma de formulegnrale (Fe,Mg)2SiO4 ou Mg2SiO4 pour le plemagnsien qui est dominant dans le manteau) un mlange de 2 minraux silicats sansstructure ttradrique : la provskite (Pv,MgSiO3) et la magnsiowustite (Mw, MgO),soit :

Mg2SiO4 MgSiO3 + MgO

Au-dessus de cette limite de 670 km, c'est le manteau suprieur ; en dessous, c'est le manteauinfrieur.

Discontinuits du manteau suprieur et zone de transition

Dans le manteau suprieur, il y a deux autres changements de phase pour l'olivine : au-dessus de410 km, c'est l'olivine dite alpha (Mg2SiO4), qui correspond l'olivine banale prsente danstoutes les collections de pridotites, basaltes...

Ol : olivine alpha ; Wa : olivine bta ; Sp : olivine gamma (encore couramment appel spinelle dans de trs nombreux ouvrages).

410 km, cette olivine change de structure cristalline et devient olivine bta (de mmeformule), qui a son tour change encore de structure 520 km et devient olivine gamma (mmeformule).

Ces 3 olivines sont formes de ttradres silicats, contrairement la provskite. La zonecomprise entre 410 et 670 km est souvent appele zone de transition .

La msosphre se rapporte au manteau infrieur dans la rgion entre l'asthnosphre et lenoyau externe. C'est la plus paisse couche de la Terre. Elle se comporte comme un blocrigide

mesure que la profondeur augmente, la pression augmente, ce qui force les atomes dans unestructure plus dense et plus rigide ; ainsi la diffrence entre la msosphre et l'asthnosphreest probablement due aux diffrences de densit et de rigidit, c'est--dire des facteursphysiques, et pas de n'importe quelle diffrence en composition chimique.

Msosphre est un synonyme de manteau infrieur.

Notons que les 300 derniers kilomtres du manteau infrieur forment une zone fortementhtrogne sur les plans thermique et chimique. On pense que la base du manteau est lesige d'importantes ractions chimiques entre les silicates du manteau et le fer liquide dunoyau. Cette couche a reu le nom de couche D".

La couche D a t mise en vidence grce l'tude dtaill des transmissions des ondes Plors d'un fort sisme. C'est une zone molle, de 200 300 km dpaisseur comprise entre lemanteau infrieur et le noyau externe. Son rle est pour l'instant nigmatique.

Diffrentiation chimique de la Terre et formation du noyau

La composition chimique de la Terre en surface est diffrente de celle du Systme solaire, quilui est assez semblable au reste de lUnivers :

Abondances des lments chimiques dans le Systme solaire ; sur la figure, notezque l'chelle est logarithmique, il y a 3 intervalles entre H(hydrogne) et O(oxygne), ce qui veut dire qu'il y a =1000 fois plus de H que de O.

La diffrenciation chimique de la TerreLa structure actuelle de la Terre rsulte d'une diffrenciation chimique qui fonctionne depuisl'origine de la plante.

Cette diffrenciation est gouvern au premier ordre par des contrastes de densit entrematriaux (les plus denses coulent, les moins denses flottent) mais aussi par les affinits deslments chimiques pour certains types de matriaux (roches silicates, mtal). Par exemple, unlment chimique dense comme l'uranium est lithophile et incompatible et se retrouveprfrentiellement dans la crote!

La formation d'une plante diffrencie en enveloppes chimiquement distinctes est li unesgrgation par gravit (le fer mtal va vers le cur de la plante) mais aussi par des processuschimiques comme la fusion partielle des matriaux du manteau (extraction de la croteocanique et continentale).

Classification gochimique des lmentsL'analyse compare de la composition lmentaire de chaque phase minralogique, d'une partdes mtorites, d'autre part des produits de fusion des minerais sulfurs, a conduit VictorGoldschmidt distinguer quatre classes d'lments :

les lments qu'il appela lithophiles, qui ont une affinit dominante pour l'oxygne et seretrouvent par consquent avec les aluminates et les silicates dans l'esprit deGoldschmidt, lithophile signifiait prcisment : qui a de l'affinit pour les silicates dans lamesure o signifie roche (essentiellement des silicates et des aluminates) en grecancien ;

ceux qu'il appela chalcophiles, qui ont une affinit dominante pour le soufre dansl'esprit de Goldschmidt, chalcophile signifiait qui a de l'affinit pour le soufre , bien qu'enfait signifie cuivre en grec ancien ; cette affinit pour le soufre est l'origine de leurmoindre abondance naturelle dans l'corce terrestre par rapport ce qu'elle est dans lesystme solaire, les sulfures tant plus denses que les silicates ; cet appauvrissement esttoutefois plus faible que celui des sidrophiles, dont certains sont quasiment absents de lasurface de la Terre.

ceux qu'il appela sidrophiles, qui ont une affinit dominante pour le fer c'est le sensexact du grec ancien ;

et enfin, ceux qu'il appela atmophiles, qui ont une affinit dominante pour les phasesfluides signifie vapeur en grec ancien.

L'tude de la variation des compositions en allant de la surface vers le centre de la Terre montredes diffrences de composition chimique hrites de la diffrenciation primitive de notreplante.

Compositions chimiques compares

Composition chimique de la crote terrestre

La crote terrestre existe en deux varits radicalement diffrentes, la crote continentale, decomposition ptrologique principalement granitodique, et la crote ocanique de natureessentiellement basaltique.

La crote continentale (30 % de la surface terrestre) forme essentiellement les continents.Certaines parties peuvent toutefois se trouver immerges sous des mers ou des ocans,comme par exemple la plate-forme continentale. La crote ocanique (70 % de la surfaceterrestre) forme essentiellement le fond des ocans.

De nombreux autres critres diffrencient ces deux types de crotes : densit moyenne (2,3contre 2,7), paisseur caractristique (typiquement 35 km contre environ 6 km), ge moyendes matriaux (en majorit entre 1 et 3 Ga contre moins de 200 Ma).

On pensait que la crote terrestre tait essentiellement granitique, et on la nommait donc SIAL (silicium-aluminium), par opposition au manteau que l'on nommait SIMA (silicium-magnsium). Maintenant, on sait que la crote de la Terre n'a pas de composition homognepuisque la crote ocanique est originellement diffrente de la crote continentale, et cesappellations sont obsoltes.

la limite du XIXe et du XXe sicle, F. W. Clarke a calcul que 47 % de la crote terrestre est faited'oxygne prsent principalement sous forme d'oxydes, dont les principaux sont les oxydes desilicium, aluminium, fer, calcium, magnsium, potassium et sodium. La silice est le constituantmajeur de la crote sous forme de silicates :

Composition chimique moyenne de la crote terrestre selon Clarke

Composition chimique du noyau Quelle est la composition chimique du noyau ? On admet communment que les abondancesrelatives des diffrents lments chimiques (lments volatils exclus) dans la Terre sontidentiques celles que l'on observe dans le Soleil ou les mtorites, puisque tous ces corps sesont forms partir du mme milieu. Or on trouve en proportion beaucoup plus de fer dans lesfragments de mtorites que dans les roches du manteau suprieur. Pour retrouver notammentle bon rapport fer/silicium, il faut que le noyau soit compos presque exclusivement de fer etd'une faible proportion de nickel (4% en masse). En outre, la prsence d'un mtallectriquement conducteur est indispensable pour entretenir le champ magntique terrestre.

Cependant, des pressions de l'ordre du Mbar, cet alliage aurait une densit suprieured'environ 10% celle dduite des observations sismologiques. On admet donc la prsence d'unefaible quantit d'lments lgers dans le noyau. On adopte en gnral une quantit de l'ordre de10 15% de soufre ou d'oxygne, car ces lments forment des composs (sulfures et oxydes defer) solubles dans le fer liquide dans les conditions thermodynamiques du noyau. Toutefois cettequestion n'est pas totalement rsolue, la prsence de silicium, de carbone ou d'hydrognen'tant pas aujourd'hui totalement exclue.

La graine est le produit de la cristallisation du fer liquide du noyau externe. Comme la Terre esttoujours en train de se refroidir, cette cristallisation a lieu en continu l'interface noyau-graine.On sait que le solide form est plus pur que l'alliage liquide. Aux abords de la zone decristallisation, le liquide est donc enrichi en lments lgers. D'autre part, la solidification librede la chaleur et chauffe le liquide. Ce liquide chaud et lger va remonter dans le noyau : lacristallisation est donc un moteur des courants de convection dans le noyau externe.

Le noyau doit tre enrichi en Fe

Beaucoup moins de Fe

Pour connatre le profil de temprature de la Terre, onse base sur la mesure du flux thermique en surface etsur les hypothses concernant la convection dans lemanteau. Les simulations numriques de cetteconvection donnent une temprature l'interfacenoyau-manteau de 3 000 K. Il reste donc connatrela temprature la surface de la graine pour obtenirle profil thermique dans le noyau externe. Cependant,les difficults exprimentales rencontres dansl'tude des proprits des matriaux trs hautespression et temprature rendent cette valeurdifficilement accessible.

En effet, la dtermination exprimentale du point defusion de l'alliage constituant le noyau, parexpriences d'ondes de choc ou en cellule-diamant,se heurte de multiples difficults techniques. Jusquercemment, les expriences conduisaient unetemprature de fusion du fer pur 3,3 Mbar fluctuantentre 4500 et 7500 K. Il semble toutefois qu'on tendeaujourd'hui accepter une valeur proche de 6000 K,en accord avec certaines estimations thoriques. Onconsidre gnralement que la prsence deslments lgers provoque un abaissement de cettetemprature de l'ordre de 1000 K, soit 5000 K.

Contexte godynamique

Formation du noyau

Contexte godynamique

Succession dimpacts gantspour former la majeure partie de la Terre

Modles dynamiques daccrtiondes plantes dans le systme solaire

Contexte godynamique

Impact gant

La plupart du matriel (Terre- impacteur) est fondue.

Une partie est vaporise (l impacteurprincipalement)