Le forage le plus profond jamais réalisé, celui de Kola en Russie, s'arrête à 12 262 mètres, soit deux millimètres sur un rayon terrestre d'un mètre. Tout ce que l'on sait des enveloppes profondes vient de méthodes indirectes.
La distribution des altitudes à la surface de la Terre traduit-elle un contraste géologique entre la croûte continentale et la croûte océanique ?
Un profil topographique tracé d'un océan à l'autre montre des écarts d'altitude considérables. Le point le plus bas se trouve dans une fosse océanique : la fosse des Mariannes descend à 10 971 mètres sous le niveau de la mer. Le point le plus haut est un sommet de chaîne de montagnes : l'Everest culmine à 8 848 mètres. Ces valeurs extrêmes ne disent rien, à elles seules, de la façon dont les altitudes se répartissent. Pour le savoir, il faut compter les surfaces.
Ce comptage ne se fait pas sur le profil. Il se fait sur les bases de données ETOPO, produites par le NOAA. Elles découpent la surface du globe en mailles régulières, et donnent pour chaque maille son altitude ou sa profondeur. La version ETOPO1 emploie des mailles d'une minute d'arc, soit près de deux kilomètres de côté à l'équateur. On range ensuite ces mailles par tranche d'altitude de mille mètres. On additionne la surface d'une même tranche, puis on la rapporte à la surface totale du globe : c'est le pourcentage porté par la barre.
Les altitudes ne se répartissent pas autour d'une valeur unique. Elles présentent deux valeurs les plus fréquentes : la distribution est bimodale. L'altitude moyenne du domaine continental vaut environ +840 mètres. Celle du domaine océanique vaut environ -3 800 mètres. L'altitude moyenne de l'ensemble de la surface vaut -2 200 mètres. Deux niveaux se dégagent donc, séparés par un intervalle d'altitudes peu représenté.
La valeur la plus fréquente d'une série statistique porte un nom : c'est son mode. Le cours de physique-chimie sur la mesure le range parmi les indicateurs de position, à côté de la moyenne et de la médiane. Une série n'a qu'une moyenne et qu'une médiane, mais elle peut avoir plusieurs modes. Les altitudes en ont deux, d'où le terme bimodale employé plus haut. L'altitude moyenne de l'ensemble de la surface ne décrit donc aucun des deux domaines : elle tombe dans le creux qui les sépare.
Une surface faite d'un seul matériau, découpée par l'érosion et la sédimentation, donnerait une seule valeur la plus fréquente. Deux valeurs supposent deux matériaux. C'est l'hypothèse à éprouver : la croûte continentale et la croûte océanique diffèrent par leur nature.
Les échantillons prélevés dans les deux domaines n'ont ni la même structure, ni la même composition minéralogique, ni la même masse volumique.
| Basalte | Gabbro | Granite | |
|---|---|---|---|
| Enveloppe d'origine | croûte océanique | croûte océanique | croûte continentale |
| Structure | microlitique | grenue | grenue |
| Masse volumique | 2,9 g/cm3 | 2,9 g/cm3 | 2,5 g/cm3 |
| Composition minéralogique | pyroxène, olivine, plagioclase | pyroxène, olivine, plagioclase | quartz, biotite, plagioclase, orthose |
| Composition chimique | O, Si, Ca, Al, Fe | O, Si, Ca, Al, Fe | O, Si, Al, K |
Le basalte et le gabbro ont la même composition minéralogique. Ils proviennent du même magma, de nature basaltique. Leurs structures diffèrent parce que leurs vitesses de refroidissement diffèrent. Le gabbro est entièrement cristallisé et sa structure est grenue : il a refroidi lentement, en profondeur. Le basalte contient du verre et des microlites : il a refroidi rapidement, en surface. Le granite, roche grenue à quartz, est représentatif de la croûte continentale. Sa masse volumique vaut 2,5 g/cm3, une valeur inférieure à la densité moyenne de cette croûte. La croûte continentale ne se réduit pas au granite. Elle compte aussi des roches métamorphiques et des roches sédimentaires, plus denses que lui pour les premières.
Ce premier résultat ne concerne que les premiers kilomètres. Il ne dit rien des enveloppes situées plus bas, hors de portée du forage. Pour les atteindre, il faut un signal qui traverse la Terre entière.
Que mesure-t-on avec une onde sismique, et de quoi sa vitesse dépend-elle ?
Un séisme s'explique par une rupture des roches en profondeur, le long d'une faille. Le lieu de la rupture est le foyer, ou hypocentre. Le point de la surface situé à la verticale du foyer est l'épicentre. L'énergie libérée se propage à partir du foyer sous forme de vibrations : ce sont les ondes sismiques. Des sismographes répartis à la surface enregistrent leur passage. Les sismogrammes obtenus montrent que plusieurs types d'ondes arrivent successivement à une même station.
| Ondes | Zone de propagation | Déplacement des particules | Milieux traversés | Vitesse |
|---|---|---|---|---|
| P | ondes de volume, traversent le globe | compression et dilatation ; les particules se déplacent parallèlement à la direction de propagation | solide, liquide, gazeux | 6 à 8 km/s |
| S | ondes de volume, traversent le globe | cisaillement ; les particules se déplacent perpendiculairement à la direction de propagation | solide seulement | 3 à 5 km/s |
| L | ondes de surface, circulent à la surface du globe | mouvement complexe rappelant la houle | solide, en surface seulement | 4 km/s |
La vitesse d'une onde se mesure en comparant les enregistrements de plusieurs stations. Plus une station est éloignée du foyer, plus l'onde l'atteint tard. Les heures d'arrivée sont lues sur une horloge commune à toutes les stations. Le graphique de l'heure d'arrivée en fonction de la distance épicentrale donne une droite.
Cette droite ne passe pas par l'origine. Elle coupe l'axe des temps à 4,9 secondes pour les ondes P, à 4,7 secondes pour les ondes S. Les deux valeurs sont presque égales, et c'est attendu : les deux types d'ondes sont partis du foyer au même instant. La relation entre le temps et la distance est donc affine, et non proportionnelle. Le coefficient directeur, lui, ne dépend pas de cette origine : il vaut l'inverse de la vitesse.
Heures d'arrivée des ondes P et S relevées à dix stations lors d'un séisme de la région alpine. Droites d'ajustement calculées par la méthode des moindres carrés sur les dix couples de valeurs : 6,11 km/s et 3,57 km/s, pour des ordonnées à l'origine de 4,93 et 4,74 secondes.| Station | OGO9 | RSL | VAU | OG18 | OGO2 | OGO3 | OGO8 | OG14 | OG20 | SSB |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Distance épicentrale (km) | 24,3 | 40,3 | 47,8 | 49,8 | 63,3 | 70,8 | 71,2 | 85,9 | 109,5 | 128,9 |
| Temps des ondes P (s) | 8,928 | 11,438 | 12,391 | 13,221 | 15,580 | 16,493 | 16,994 | 18,613 | 22,775 | 26,101 |
| Temps des ondes S (s) | 12,238 | 16,128 | 17,481 | 19,221 | 23,080 | 23,833 | 23,834 | 28,263 | 35,725 | 41,401 |
| Milieu | Péridotite | Granite | Basalte | Gabbro | Roches sédimentaires | Eau |
|---|---|---|---|---|---|---|
| Vitesse (km/s) | > 7,5 | 5 à 6 | 6 à 7 | 7 | 1,6 à 3,5 | 1,5 |
Comment le profil de vitesse des ondes en fonction de la profondeur découpe-t-il le globe en enveloppes ?
Les ondes de volume se propagent un peu comme les rayons lumineux. À chaque changement de milieu, elles peuvent être réfléchies ou réfractées. Leurs trajets à l'intérieur du globe sont donc complexes, et leurs temps de parcours dépendent de ces trajets. En comparant les temps d'arrivée à un grand nombre de stations, on remonte à la vitesse des ondes à chaque profondeur.
Ce travail a été mené sur des millions d'enregistrements. Il a abouti, dans les années 1980, à un modèle de référence : le modèle PREM, pour Preliminary Reference Earth Model. Ce modèle donne, pour chaque profondeur, la vitesse des ondes P, la vitesse des ondes S et la densité. Il fait apparaître des discontinuités, c'est-à-dire des limites séparant des enveloppes aux propriétés physiques différentes.
Sous les continents et sous les océans, les vitesses ne varient pas de la même façon avec la profondeur. Le saut de vitesse ne se produit pas à la même profondeur dans les deux cas.
| Profondeur (km) | Vitesse des ondes P (km/s) |
|---|---|
| 0 | 6 |
| 30 | 6 |
| 31 | 8 |
| 100 | 8 |
| 140 | 7,5 |
| 180 | 7,5 |
| 200 | 7,8 |
| 250 | 9 |
| 300 | 9,3 |
| Profondeur (km) | Vitesse des ondes P (km/s) |
|---|---|
| 0 | 6,5 |
| 5 | 6,5 |
| 7 | 8 |
| 80 | 8 |
| 110 | 7,5 |
| 200 | 7,6 |
| 250 | 8,3 |
| 300 | 9 |
Ces deux tableaux ne donnent pas seulement la profondeur des limites. Ils donnent aussi la nature des enveloppes. Il suffit de comparer chaque vitesse mesurée à celles que le laboratoire relève sur des roches connues. Le granite transmet les ondes P entre 5 et 6 km/s, le basalte entre 6 et 7 km/s, le gabbro à 7 km/s, la péridotite à plus de 7,5 km/s.
Sous les continents, la vitesse vaut 6 km/s jusqu'à 30 km. C'est la valeur du granite. Sous les océans, elle vaut 6,5 km/s jusqu'à 7 km. Cette valeur sort de la gamme du granite. Elle tombe dans celle des basaltes et des gabbros. La sismique retrouve donc, à distance, le contraste que les échantillons prélevés dans les deux domaines avaient déjà montré.
Sous les deux croûtes, la vitesse atteint 8 km/s. C'est la valeur de la péridotite. Le manteau est donc fait de la même roche dans les deux cas. Les deux sauts de vitesse marquent la même limite : le Moho. Il se trouve à 30 km sous les continents, à 7 km sous les océans.
Plus bas, la vitesse redescend à 7,5 km/s, vers 140 km sous les continents et vers 110 km sous les océans. Elle diminue alors que la pression augmente. Cette limite-là ne se lit donc pas comme les précédentes.
| Discontinuité | Profondeur | Mise en évidence | Origine |
|---|---|---|---|
| Moho | 30 à 75 km sous les continents, 6 à 12 km sous les océans | augmentation brutale de la vitesse des ondes P, de 6 à 8 km/s | changement de nature des roches : la croûte, faite de granitoïdes ou de basaltes et de gabbros, repose sur un manteau fait de péridotites |
| Zone à moindre vitesse | 100 à 200 km | ralentissement des ondes, de 8 à 7,5 km/s | discontinuité d'abord thermique, marquée par l'isotherme 1 300 °C. La péridotite est la même de part et d'autre, et seule sa température change. Au-dessus de la limite, elle reste sous 1 300 °C : elle est rigide, et son comportement est cassant. En dessous, elle dépasse 1 300 °C : elle perd de sa rigidité, et son comportement devient ductile. Or les ondes se propagent d'autant plus vite que la roche est rigide. La perte de rigidité explique donc à la fois le changement de comportement et le ralentissement des ondes |
| Limite manteau supérieur - manteau inférieur | 670 km | augmentation de la vitesse des ondes | réorganisation des minéraux des péridotites sous l'effet de la pression, sans changement de composition chimique |
| Gutenberg | 2 900 km | chute brutale de la vitesse des ondes P et disparition totale des ondes S | changement de nature, des péridotites au fer, et changement d'état : le noyau externe est liquide, et les ondes S ne se propagent pas dans les liquides |
| Lehmann | 5 100 km | nouvelle augmentation de la vitesse des ondes P | le fer y redevient solide : à cette profondeur, l'effet de la pression l'emporte sur celui de la température |
Pourquoi aucune onde directe n'est-elle enregistrée entre 105 et 142 degrés de l'épicentre ?
Le 11 mars 2011, un séisme de magnitude 9,0 a secoué le Japon. Il a été enregistré par de très nombreuses stations. La station de Valbonne a reçu les ondes P et les ondes S. Les stations d'Haïti et de Caracas, situées à plus de 105 degrés de la source, ne les ont pas reçues. D'autres stations, plus éloignées encore de l'épicentre, ont pourtant enregistré le séisme.
Cette observation n'est pas propre au séisme de 2011. Elle est faite depuis le début du vingtième siècle, et quel que soit le lieu du séisme. À partir de l'épicentre, il existe toujours une zone comprise entre 105 et 142 degrés dans laquelle aucune onde directe n'est enregistrée. Cette région est la zone d'ombre sismique. Sa position dépend de l'épicentre, mais son étendue angulaire ne change pas.
Pour comprendre la zone d'ombre, on modélise la Terre par un cristallisoir et les ondes sismiques par un rayon lumineux. La lumière obéit aux mêmes lois que les ondes sismiques lorsqu'elle change de milieu.
Un cristallisoir est rempli de fumée d'encens, qui rend le trajet du rayon visible. Un laser tourne autour d'un axe fixe, ce qui fait varier son angle d'incidence. Le rayon traverse le cristallisoir en ligne droite, quel que soit l'angle. Aucune région du bord n'est privée de lumière.
Un petit cristallisoir d'eau colorée à l'éosine est placé dans un grand cristallisoir contenant de la fumée d'encens. La lumière se propage à 300 000 km/s dans l'air et à 220 000 km/s seulement dans l'eau. À l'entrée du petit cristallisoir, le rayon est dévié : il se rapproche de la normale à la surface. Une partie du bord n'est plus éclairée.
Les ondes S se comportent autrement. Elles ne sont jamais enregistrées au-delà de 105 degrés, sur aucune station, dans aucune direction. Leur zone d'ombre ne se referme pas : elle couvre tout ce qui se trouve au-delà de 105 degrés de l'épicentre. Or les ondes S ne se propagent que dans les solides. Une zone d'ombre aussi étendue s'explique donc simplement : les ondes S sont arrêtées à l'entrée du noyau externe, qui est liquide. C'est cette observation qui établit l'état liquide du noyau externe, et non le seul ralentissement des ondes P.
En 1936, la sismologue danoise Inge Lehmann relève que des ondes P de faible amplitude sont malgré tout enregistrées dans la zone d'ombre. Elle propose que ces ondes soient issues d'une réflexion à la surface d'une partie centrale du noyau. Le rayon de cette partie centrale, la graine, est estimé entre 1 200 et 1 250 km par Gutenberg en 1938 et par Jeffreys en 1939. La détermination actuelle est de 1 221 km.
Que révèle la pente du géotherme sur le mode de transfert de l'énergie et sur l'état des enveloppes ?
La température augmente avec la profondeur. Le forage de Kola devait atteindre 15 000 mètres. Il s'est arrêté à 12 262 mètres, pour des raisons techniques liées à la température. La température moyenne mesurée en surface vaut 15 °C. À la profondeur atteinte, les scientifiques attendaient environ 100 °C. Ils ont mesuré 180 °C. Le gradient réel vaut donc 13,5 °C par kilomètre, alors que le gradient attendu valait 6,9 °C par kilomètre.
L'évolution de la température en fonction de la profondeur porte un nom : c'est le gradient géothermique, ou géotherme. Il se représente avec la profondeur en ordonnée, orientée vers le bas, ce qui rend la lecture plus directe. Ce gradient n'est pas le même partout dans le globe. Pour interpréter ses variations, il faut d'abord savoir comment l'énergie thermique se transfère.
Deux récipients contiennent chacun un litre d'eau. Deux sondes de température y sont placées, l'une près du fond, l'autre près de la surface, distantes de 10 centimètres. Le premier récipient est chauffé par le fond, le second par la surface. On enregistre les deux températures pendant dix minutes.
Les deux droites ont le même coefficient directeur, a = 0,10. La température de surface augmente donc autant que la température du fond. Les quantités d'énergie échangées au fond et en surface sont voisines : Q vaut environ 250 000 joules dans les deux cas. Le transfert d'énergie à travers le récipient est efficace. La température varie peu quand la profondeur varie : le gradient thermique vaut 0,53 °C par centimètre.
La température de surface augmente fortement, a = 0,1420, tandis que la température du fond reste presque constante, a = 0,0023. L'énergie échangée au fond, 6 688 joules, est très inférieure à celle échangée en surface, 321 442 joules. Le transfert d'énergie à travers le récipient est très peu efficace. La température varie beaucoup quand la profondeur varie : le gradient thermique vaut 8 °C par centimètre.
Cette lecture vaut pour chaque enveloppe prise dans son ensemble. À l'échelle locale, la lithosphère connaît elle aussi de la convection, partout où de la matière se déplace. L'eau de mer s'infiltre dans les fractures de la croûte océanique près d'une dorsale. Elle s'y réchauffe au contact des roches, puis ressort au fond : c'est l'hydrothermalisme. Un magma qui monte sous un volcan emporte avec lui l'énergie de sa région source. Une source thermale amène en surface une eau chauffée en profondeur. Le flux géothermique mesuré au-dessus de ces circulations dépasse largement la valeur moyenne.
La tomographie sismique confirme cette lecture. Elle compare les temps d'arrivée observés aux temps prévus par le modèle PREM. Une onde qui traverse un milieu plus chaud que la moyenne arrive en retard, car sa vitesse y est plus faible. Une onde qui traverse un milieu plus froid arrive en avance. Des millions de mesures donnent ainsi, en chaque point du manteau, l'écart de sa vitesse à celle du modèle. La coupe ci-dessous porte cet écart le long d'un demi grand cercle.
Coupe calculée dans le modèle S40RTS (Ritsema, Deuss, van Heijst et Woodhouse, Geophysical Journal International, 2011), qui donne l'écart de la vitesse des ondes S à celle du modèle PREM ; les coefficients sont ceux distribués avec SPECFEM3D_GLOBE, développés jusqu'au degré 40 en harmoniques sphériques et sur 21 splines entre le Moho et la limite manteau - noyau. Le plan de coupe est le grand cercle qui passe par l'anomalie rapide du manteau sous l'Amérique du Sud et par l'anomalie lente de la base du manteau sous l'Afrique australe ; la moitié dessinée va du Pacifique oriental à l'océan Indien. L'échelle des teintes est saturée à 1,2 % : les anomalies du manteau superficiel, qui atteignent 6 %, y sont écrêtées. Le trait de côte vient de Natural Earth au 1/110 000 000. Les deux flèches, elles, ne sont pas mesurées : elles portent l'interprétation des anomalies en mouvements de matière.Comment se superposent le découpage fondé sur la nature des roches et le découpage fondé sur leur comportement mécanique ?
Les trois parties précédentes ne découpent pas le globe d'une seule façon. Les discontinuités du modèle PREM séparent des enveloppes de matériaux différents. La zone à moindre vitesse et le géotherme séparent, eux, des couches de comportements différents. Ces deux découpages se superposent sans se confondre.
Cette distinction est indispensable à la suite du programme. C'est la lithosphère, et non la croûte, qui constitue les plaques. C'est sur l'asthénosphère ductile qu'elles se déplacent. Et c'est la convection du manteau qui rend ce déplacement possible. La pente forte du géotherme l'a mise en évidence, puis la tomographie sismique l'a confirmée.