Dans cette série (tag observations), on va essayer de passer en revue les différents outils qui nous permettent de comprendre ce qui se passe dans les profondeurs des planètes.

Au dela de la dizaine de kilomètres, plus aucune observations « directe » n’est possible: la pression et la chaleur empêchent tout engin de percer un trou plus profond.

Le manteau

Pour l’observation du manteau, les scientifiques utilisent des chemins de traverse. Les mouvements de surface font remonter des roches? Bingo: il « suffit » d’observer des ophiolites, des structures qui représentent la croûte océanique mais qui ont été remontés par des mouvements très lents (réfléchissez à deux gâteaux que vous appuyez l’un contre l’autre, des morceaux du centre vont peut être remonter à cause de l’écrasement), ou d’aller faire un tour sur des montagnes. Des éruptions volcaniques qui remontent de la lave formée en profondeur? Bingo, elle a toutes les chances de remonter aussi des fragments de conduit volcaniques, et donc des morceaux de péridotites. Le gros avantage du manteau terrestre, c’est que les roches ont des densités similaires à celles de surface: elles vont plus facilement remonter.

Le noyau

Pour le noyau, tout se complique… Pas d’échantillonnage possible! Ou presque… Un moyen d’accéder au métal qui forme les noyaux planétaires, c’est de regarder… en l’air. Ou plutôt de regarder ce qui en tombe: les météorites nous donnent accès pour certaines à des morceaux de noyaux de protoplanètes, c’est à dire de petites planètes. Aux scientifiques ensuite de reconstruire le corps qui correspond à ce petit échantillon.

Mais revenons à nos moutons: les observations du noyau les plus fiables et les plus directes, les scientifiques les obtiennent à partir des séismes. À chaque fois qu’un séisme produit des ondes à la surface de la Terre, des ondes sont aussi émises vers le bas, et elles se propagent dans tout le volume de la Terre. Si ces ondes ont des amplitudes suffisamment fortes, on peut ensuite les observer de l’autre côté du globe. Elles vont se réfléchir sur (et donc rebondir comme sur un mur) ou être réfractées à (et donc transmises à travers) chaque interface qu’elles vont rencontrer.

D’une manière simplifiée, chaque séisme va produire un train d’ondes, c’est à dire un ensemble d’ondes de différent types et différentes fréquences. En particulier, les sismologues séparent deux types d’ondes en fonction de comment elles déplacent la matières: les ondes P (des ondes de pression) et les ondes S (des ondes de cisaillement). Les ondes S, qui cisaillent la matière, ne se transmettent pas dans les liquides du fait de l’absence de frottements. Ils séparent aussi les ondes par leur fréquence, et étudient surtout deux types de fréquence: les hautes fréquences (>1Hz), qui se comportent comme des « rais » sismiques (on les représente souvent comme des traits qui se propagent dans la graine (terre?)), et les basses fréquences (<1Hz) qui font résonner toute la Terre comme une grosse cloche, et pour lesquelles on étudie quelles fréquences en particulier « résonnent ».

Si un séisme se produit non loin de vous, les premières ondes que vous sentirez seront les ondes P, puis très rapidement les ondes S (je n’ai jamais réussit à faire la différence entre les deux!) puis finalement toutes les ondes de surface (celles qui sont destructrices). Si vous avez sous la main un sismogramme, vous verrez que, après ces trois trains d’ondes, de multiples trains d’ondes arrivent en fait: les multiples réflections et réfractions de ces ondes en profondeur! Mais leur amplitude est si faible que l’être humain ne peux pas les sentir, et surtout en milieu urbain, les perturbations liées à l’activité humaine (camions, trains, voiture, travaux) sont bien plus bruyants « sismiquement » !

L’image ci-dessous montre une sélection des différentes ondes P qui peuvent atteindre une station située à 120 degrés (de longitude ou latitude) du séisme. La nomenclature des ondes est très codifiée: on donne à l’onde un nom lié aux différentes couches qu’elle a traversé (majuscule), ainsi qu’aux interfaces sur lesquelles elle s’est réfléchie (minuscule), et ce dans l’ordre de passage. Les grandes couches de la Terre sont ainsi, pour les ondes P: P (manteau), K (noyau externe) et I (noyau interne). PKIKP s’est propagé dans le manteau, puis dans le noyau externe, puis dans la graine, et a refait de la meme façon le chemin dans le noyau externe puis le manteau. PKiKP elle s’est simplement réfléchie sur l’interface entre le noyau externe et le noyau interne.

p_phases_120degres-01

Observations du noyau

L’existence d’un noyau, liquide, a été mis en évidence rapidement après les premières études sismiques. Du fait de sa densité plus élevée, les ondes s’y propagent plus vite et l’indice de réfraction (l’angle entre le rai qui arrive sur le noyau et celui qui se propage dans le noyau) modifie les trajectoires des rais, et crée une « zone d’ombre » : une zone à la surface de la Terre où certaines ondes ne sont plus observées.

Tout est peut être plus simple en image… Si on répartit des stations uniformément à la surface, et on force un séisme d’un coté (ici l’étoile symbolise l’emplacement du séisme), et que l’on répertorie les stations qui ont détecté une onde P ou PKP, et celles qui ont détecté une onde S, on obtient ce genre de figure:

p_s_waves-01

Pour toutes les stations situées à plus de 140 degrés, aucune phase P ou S n’est détectée! C’est la zone d’ombre du noyau. Par contre, vers 160 degrés, les stations voient d’autres types d’ondes P: les PKP. Le noyau est liquide, il ne propage donc pas les ondes S (qui cisaillent le milieu, et donc nécessitent un milieu qui peut « frotter ») mais il propage les ondes P, qui sont légèrement déviées à l’interface CMB (noyau-manteau), d’où l’existence d’une zone d’ombre pour les ondes S et les ondes P.

Conclusion

La prochaine fois que vous sentez un séisme, pensez à toutes les épaisseurs de la Terre que les ondes sismiques viennent de traverser!

 

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