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3.3 : Détermination de la structure de la Terre - Géosciences

3.3 : Détermination de la structure de la Terre - Géosciences


La section précédente décrivait les propriétés et la composition de l'intérieur de la Terre, ce qui soulève la question : comment pouvons-nous savoir quelles sont les conditions dans les profondeurs de la Terre ? Il est facile d'échantillonner la croûte par forage, et le matériau du manteau remonte souvent à la surface sous forme de magma, mais le plus loin que nous ayons pu forer dans la croûte jusqu'à présent n'est que d'environ 12 km ; ceci pour une planète d'un rayon de 6370 km ! Donc, pour comprendre la composition et la structure de l'intérieur profond de la Terre, nous devons utiliser des méthodes indirectes telles que la sismologie.

Sismologie est l'étude des vibrations à l'intérieur de la Terre. Ces vibrations sont causées par divers événements, notamment des tremblements de terre, des impacts extraterrestres, des explosions, des vagues de tempête frappant le rivage et des effets de marée. Bien sûr, les techniques sismiques ont été le plus largement appliquées à la détection et à l'étude des tremblements de terre, mais il existe de nombreuses autres applications, et les ondes sismiques fournissent sans doute les informations les plus importantes que nous ayons concernant l'intérieur de la Terre. Avant d'aller plus loin dans la Terre, cependant, nous devons examiner les propriétés des ondes sismiques. Les types d'ondes qui sont utiles pour comprendre l'intérieur de la Terre sont appelés ondulations corporelles, ce qui signifie que, contrairement aux ondes de surface sur l'océan, elles sont transmises par les matériaux terrestres.

Imaginez que vous frappez un gros bloc de roche solide (par exemple, du granit) avec une masse lourde. A l'endroit où le marteau le frappe, une petite partie de la roche sera comprimée d'une fraction de millimètre. Cette compression sera transférée à la partie voisine de la roche, et ainsi de suite jusqu'à l'autre côté de la roche, d'où elle rebondira vers le haut, le tout en une fraction de seconde. C'est ce qu'on appelle une onde de compression, et cela peut être illustré en tenant un ressort lâche (comme un Slinky) qui est attaché à quelque chose (ou à quelqu'un) à l'autre extrémité. Si vous appuyez fortement pour que les bobines soient compressées, la compression se propage (voyage) le long du ressort et revient (Figure (PageIndex{1})). Vous pouvez considérer une onde de compression comme une onde de « poussée » - elle s'appelle une Onde P (bien que le "P" signifie "primaire" car les ondes P sont les premières à arriver aux stations sismiques). Dans une onde P, le mouvement des particules est parallèle à la direction de propagation de l'onde.

Lorsque nous frappons un rocher avec un marteau, nous créons également un type d'onde corporelle différent, caractérisé par des vibrations de va-et-vient (par opposition aux compressions). C'est ce qu'on appelle une onde de cisaillement (Onde S, où le « S » signifie « secondaire »), et une analogie serait ce qui se passe lorsque vous effleurez une longueur de corde avec un mouvement de haut en bas. Comme le montre la figure (PageIndex{1}), une vague se formera dans la corde, qui se déplacera jusqu'à l'extrémité de la corde et retour. Dans ce cas, le mouvement des particules est perpendiculaire à la direction de l'onde.

Les ondes de compression et les ondes de cisaillement se propagent très rapidement à travers les matériaux géologiques. Comme le montre la figure (PageIndex{2}), les vitesses typiques des ondes P se situent entre 0,5 km/s et 2,5 km/s dans les sédiments meubles, et entre 3,0 km/s et 6,5 km/s dans les roches crustales solides. Parmi les roches communes de la croûte, les vitesses sont les plus élevées dans le basalte et le granit. Les ondes S sont plus lentes que les ondes P, avec des vitesses comprises entre 0,1 km/s et 0,8 km/s dans les sédiments mous, et entre 1,5 km/s et 3,8 km/s dans les roches solides.

La roche du manteau est généralement plus dense et plus résistante que la roche crustale et les ondes P et S traversent le manteau plus rapidement qu'elles ne le font à travers la croûte. De plus, les vitesses des ondes sismiques sont liées au degré de compression d'une roche, et le niveau de compression augmente considérablement avec la profondeur. Enfin, les ondes sismiques sont affectées par l'état de phase de la roche. Ils sont ralentis s'il y a un degré de fusion dans la roche. Si le matériau est complètement liquide, les ondes P sont considérablement ralenties et les ondes S sont complètement arrêtées.

Des sismomètres précis sont utilisés pour les études sismiques depuis la fin des années 1800, et l'utilisation systématique des données sismiques pour comprendre l'intérieur de la Terre a commencé au début des années 1900. Le taux de variation des ondes sismiques avec la profondeur de la Terre (Figure (PageIndex{3})) a été déterminé au cours des dernières décennies en analysant les signaux sismiques des grands séismes dans les stations sismiques du monde entier. De petites différences dans l'heure d'arrivée des signaux à différents emplacements ont été interprétées pour montrer que :

  • Les vitesses sont plus élevées dans la roche du manteau que dans la croûte.
  • Les vitesses augmentent généralement avec la pression, et donc avec la profondeur.
  • Les vitesses ralentissent dans la zone comprise entre 100 km et 250 km de profondeur (appelée « zone de faible vitesse » ; équivalent à l'asthénosphère).
  • Les vitesses augmentent considérablement à 660 km de profondeur (à cause d'une transition minéralogique).
  • Les vitesses ralentissent dans la région juste au-dessus de la limite noyau-manteau (la couche D" ou "zone à ultra-faible vitesse").
  • Les ondes S ne traversent pas la partie externe du noyau.
  • Les vitesses des ondes P augmentent considérablement à la limite entre le noyau externe liquide et le noyau interne solide.

L'une des premières découvertes sur l'intérieur de la Terre faite par la sismologie a eu lieu au début des années 1900 lorsque le sismologue croate Andrija Mohorovičić (prononcé Moho-ro-vi-chich) s'est rendu compte qu'à certaines distances d'un tremblement de terre, deux séries distinctes d'ondes sismiques arrivaient à une station sismique à quelques secondes d'intervalle. Il a estimé que les vagues qui descendaient dans le manteau, traversaient le manteau, puis étaient recourbées vers le haut dans la croûte, atteignaient d'abord la station sismique parce que bien qu'elles aient eu plus de chemin à parcourir, elles voyageaient plus rapidement à travers la roche du manteau Figure (PageIndex{4})). La limite entre la croûte et le manteau est connue sous le nom de discontinuité de Mohorovičić (ou alors Moho). Sa profondeur est comprise entre 60 km et 80 km sous les grandes chaînes de montagnes, environ 30 km à 50 km sous la majeure partie de la croûte continentale et entre 5 km et 10 km sous la croûte océanique.

Notre compréhension actuelle des modèles de transmission des ondes sismiques à travers la Terre est résumée dans la figure (PageIndex{5}). En raison de l'augmentation progressive de la densité avec la profondeur, toutes les ondes sont réfractées vers le matériau à plus faible densité et vitesse plus lente lorsqu'elles traversent des parties homogènes de la Terre, et ont donc tendance à se courber vers la surface. Les ondes sont également réfractées aux limites de la Terre, comme au Moho, à la limite noyau-manteau (CMB) et à la limite noyau externe/noyau interne. Les ondes S ne traversent pas les liquides - elles sont arrêtées au CMB - et il y a une ombre d'ondes S sur le côté de la Terre en face d'une source sismique. La distance angulaire entre la source sismique et la zone d'ombre est de 103° de chaque côté, donc la distance angulaire totale de la zone d'ombre est de 154°. Nous pouvons utiliser ces informations pour déduire la profondeur du CMB. Les ondes P traversent les liquides, elles peuvent donc traverser la partie liquide du noyau. En raison de la réfraction qui a lieu au CMB, les ondes qui traversent le noyau sont courbées loin de la surface, ce qui crée une zone d'ombre d'onde P de chaque côté, de 103° à 150°. Ces informations peuvent être utilisées pour découvrir les différences entre les parties interne et externe du noyau.

En utilisant les données de nombreux sismomètres et des centaines de tremblements de terre, il est possible de créer une image en deux ou trois dimensions des propriétés sismiques d'une partie du manteau. Cette technique est connue sous le nom de tomographie sismique, et un exemple du résultat est illustré à la figure (PageIndex{6}).

La plaque du Pacifique s'enfonce sous les Tonga et apparaît sur la figure (PageIndex{6}) comme une plaque de 100 km d'épaisseur de croûte océanique froide (de couleur bleue) qui s'est enfoncée dans le manteau chaud environnant. La roche froide est plus rigide que la roche du manteau chaud environnante, elle se caractérise donc par des vitesses sismiques légèrement plus rapides. Il y a du volcanisme dans le centre de propagation de Lau et également dans la région de Fidji, et la roche chaude dans ces régions a des vitesses sismiques plus lentes (couleurs jaune et rouge).

Les ondes sismiques nous fournissent la structure de la Terre intérieure, mais qu'en est-il de ses autres propriétés ? En termes de composition, il existe plusieurs éléments de preuve indiquant un noyau composé principalement de fer et de nickel. Les propriétés des vagues suggèrent que le noyau est composé d'un élément avec un numéro atomique d'environ 25 (le fer a un numéro atomique de 26). Hormis le fer, tous les autres éléments de numéro atomique proche de 25 sont trop rares pour constituer le noyau. Si la Terre s'était formée par l'accrétion de corps plus petits tels que les météorites, nous nous attendrions à ce que la composition de la Terre soit similaire à celle des météorites. Les météorites sont principalement constituées de fer et de nickel, mais dans des proportions plus élevées que la croûte terrestre. Cela suggère que la majeure partie de ce fer lourd et de ce nickel provenant des météorites doit avoir coulé au centre de la Terre lors de la formation de la planète. Cependant, le noyau n'est pas assez dense pour être du fer pur et du nickel; c'est environ 10 % en dessous de la densité prévue si c'était le cas. C'est pourquoi les scientifiques pensent que le noyau est composé d'environ 10 % de soufre, d'oxygène et d'hydrogène. Enfin, si le champ magnétique terrestre provient du noyau externe fluide, le noyau externe doit contenir du fer. En termes de températures, nous pouvons calculer les points de fusion de ces matériaux sur la gamme de pressions qu'ils subiraient dans l'intérieur de la Terre, puis en déduire les températures qui permettraient à ces éléments d'exister sous leurs formes solides ou liquides.


*"Physical Geology" de Steven Earle utilisé sous licence internationale CC-BY 4.0. Téléchargez ce livre gratuitement à http://open.bccampus.ca


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