Comment connaître la structure interne de la Terre ? Si la méthode sismique, par génération d’ondes artificielles, permet aujourd’hui d’imager en finesse l’architecture de l’enveloppe terrestre la plus externe, l’apport des séismes lointains a été déterminant pour comprendre l’organisation des niveaux profonds. Les ondes sismiques générées par les plus puissants séismes ont ainsi permis de caractériser les différentes enveloppes terrestres et de déterminer leurs caractéristiques physiques.
au sommaire
C'est en 1889, à Potsdam en Allemagne, qu'a lieu le premier enregistrement d'un séisme à l'aide d'un sismographe. Les mouvementsmouvements du sol enregistrés ce 17 avril ont été générés par un séisme de forte magnitudemagnitude à Tokyo, à près de 9.000 km.
Les débuts de la sismologie
Grâce à l'affinement des outils de mesure, les enregistrements vont ensuite se succéder. En 1897, Richard Dixon Oldham caractérise pour la première fois les différents types d’ondes sismiques : P, S et de surface. Quelques années plus tard, ce géologuegéologue britannique estime, grâce à l'analyse des temps de propagation des ondes générées par de nombreux séismes, que l'intérieur de la Terre n'est pas uniforme. Elle possèderait un noyau dont il estime la taille à environ 5.100 km de diamètre. Même si les mesures sont imparfaites (le noyau solidesolide de la Terre fait en réalité 6.960 km de diamètre), ces premiers résultats marquent le début d'une nouvelle discipline, la sismologie. On découvre que les séismes naturels de la Terre peuvent être utilisés pour sonder son intérieur. Un bond majeur dans la compréhension de notre Planète.
La caractérisation du Moho
En 1909, l'enregistrement d'un séisme ayant frappé Zagreb permet au Croate, Andrija Mohorovicic, de caractériser une discontinuité essentielle dans la partie supérieure de la Terre. L'accélération brutale des ondes P a ainsi permis de mettre en lumièrelumière l'interface entre la croûtecroûte et le manteaumanteau, qui est caractérisée par une différence majeure de composition minéralogique, expliquant le changement de vitessevitesse des ondes. Cette interface est aujourd’hui communément appelée le Moho, en l'honneur de son découvreur. Les sismologuessismologues commencent ainsi à construire, petit à petit, une image de plus en plus précise de la structure interne de la Terre.
Séismes lointains, zone d’ombre et noyau externe
L'étude des grands séismes lointains a notamment permis d'affiner la connaissance des enveloppes profondes. Deux phénomènes sont particulièrement importants : la génération d'une zone d'ombre sismique et le phénomène de réfractionréfraction.
Pour des épicentres de séismes situés à moins de 11.500 km, la réceptionréception des ondes est plutôt banale : les ondes P puis S arrivent en suivant un trajet direct, sans être réfractées sur une interface. Par contre, les sismologues ont découvert que, lorsqu'une station est localisée entre 11.500 et 14.500 km de l'épicentre, aucune arrivée d'onde P ou S n'est enregistrée ! Cette zone particulière a été dénommée « zone d'ombre sismique ». Ce phénomène illustre la présence d'une interface située à 2.900 km de profondeur, la discontinuité de Gutenberg, qui marque la limite entre le manteau et le noyau externe.
À partir d'une distance à l'épicentre de 11.500 km, le trajet d'une onde P va ainsi rencontrer l'interface manteau-noyau, qui représente un changement de composition majeur. L'onde incidente va alors se décomposer : une partie de son énergieénergie va être réfléchie dans le niveau supérieur, une autre va être transmise dans le niveau inférieur, générant une onde réfractée dont la vitesse et l'angle seront différents de ceux de l'onde incidente. Ces ondes réfractées voyagent dans le noyau externe à une vitesse inférieure à celle du manteau, puis traversent une nouvelle fois la discontinuité de Gutenberg pour repasser dans le manteau. On parle alors d'ondes PKP. Chaque changement de milieu va induire une modification du trajet de l'onde, générant ainsi une zone d'ombre, où, pour un séisme donné, aucune onde P ou S simple n'arrive. La zone d'ombre prend fin avec l'arrivée des premières ondes PKP, qui ont donc traversées le manteau (P), le noyau externe (K) et à nouveau le manteau (P) avant d'arriver à la station.
Les sismologues ont également remarqué qu'une station située au-delà de 14.500 km de l'épicentre ne recevra pas non plus d'ondes S simples : celles qui sont enregistrées montrent des vitesses de propagation anormales, illustrant un trajet complexe à l'intérieur du globe. Il apparait que les ondes S, qui sont des ondes cisaillantes, ne peuvent pas se propager dans le noyau externe. Cette observation a permis de conclure que celui-ci est liquideliquide. Les ondes S qui sont reçu au-delà de cette distance à l'épicentre ont en réalité voyagé sous forme d'ondes P dans le noyau externe. À la sortie du noyau, elles peuvent soit se retransformer en ondes S, soit rester sous forme d'ondes P réfractées. On parlera alors d'ondes SKS ou SKP. Ces ondes complexes sont notamment plus rapides que les ondes S simples.
Identification du noyau interne
Ce principe de transmission et de réfraction des ondes a également permis d'identifier la présence du noyau interne et de le caractériser. La zone d'ombre associée à la présence du noyau externe liquide n'est en fait que relative, puisque certaines ondes complexes y sont tout de même enregistrées. C'est le cas des ondes PKiKP, qui sont nettement plus lentes que les ondes P simples. Elles ont permis d'identifier la présence de la graine solide, autrement dit le noyau interne. Le trajet de ces ondes est donc le suivant : manteau (P), noyau externe liquide (K), réflexion sur le noyau externe (i), noyau externe liquide (K), manteau (P).
Des expérimentations sur les vitesses des ondes ont ensuite permis d'affiner le modèle d'architecture terrestre. Il a ainsi été possible d'émettre des hypothèses sur la composition de chaque enveloppe : la vitesse des ondes indique que le manteau doit être riche en siliciumsilicium alors que le noyau est un alliagealliage de nickelnickel-ferfer.
