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Physique de l’intérieur de la Terre

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Barbara Romanowicz

Physique de l’intérieur de la Terre

Leçon inaugurale prononcée le jeudi 6 octobre 2011

Barbara Romanowicz

Texte intégral

1Monsieur l’Administrateur,
Mesdames et Messieurs les Professeurs,
Chers collègues et chers amis,

2C’est un grand honneur de pouvoir vous présenter aujourd’hui quelques éléments de la discipline qui me passionne.

3Je remercie l’assemblée des professeurs du Collège de France de m’avoir accordé leur confiance, et je vous remercie tous d’être venus m’écouter.

4Je tiens tout particulièrement à remercier Édouard Bard, qui vous a présenté le projet de chaire de Physique de l’intérieur de la Terre, ainsi que Xavier Le Pichon, titulaire de la chaire de Géodynamique de 1986 à 2008, et dont les encouragements ont été pour moi déterminants. À la fin des années 1960, Xavier Le Pichon a été à la fois témoin et acteur de la révolution de la tectonique des plaques. Il a ensuite consacré l’essentiel de sa carrière à la compréhension des mouvements de ces plaques à la surface de la Terre et de leur déformation. La nouvelle chaire de Physique de l’intérieur de la Terre a pour sujet principal, comme on le verra, la question actuellement fondamentale de l’origine profonde de cette tectonique.

5Je souhaite dédier cette leçon à la mémoire de mes parents, Zofia et Kazimierz Romanowicz. Ceux qui les ont connus savent combien ils auraient été heureux d’y assister.

Introduction

6La géophysique interne est un vaste domaine d’application des mathématiques, de la physique et de la chimie (et aussi de la biologie), auquel participent de nombreuses disciplines. Il est impossible d’en faire le tour en une heure ; j’ai donc dû faire un choix. Au cours de cette leçon, je souhaite vous présenter non seulement une vue d’ensemble, nécessairement très simplifiée, de nos connaissances actuelles sur la structure et la dynamique interne de la Terre, mais également les grandes questions qui motivent la recherche dans ce domaine. Après quelques généralités, je décrirai brièvement les progrès et les défis actuels dans ma propre discipline, la sismologie globale.

7Je commencerai par vous rappeler la place exceptionnelle qu’occupe la planète Terre dans notre système solaire, ce qui, de par ses conséquences sur notre existence et notre bien-être, en motive largement l’étude. Un certain nombre de conditions très particulières s’y trouvent réunies :

8(1) C’est la seule planète dont la surface se trouve à des conditions de température et de pression proches de celles du point triple de l’eau, c’est-à-dire où l’eau, si importante pour la vie, peut exister à la fois sous ses trois formes : solide, liquide et gazeuse.

9(2) C’est aussi la seule planète à avoir une tectonique des plaques active à l’heure actuelle.

10Ces deux points sont d’ailleurs liés. La présence d’eau joue un rôle important, sinon fondamental, dans la tectonique des plaques : le processus d’hydratation des roches influe sur leurs propriétés physiques, les rend plus malléables et augmente leur capacité d’écoulement à l’état solide. La présence d’eau abaisse également le point de fusion partielle des roches, un phénomène important dans la génération de magma dans les rides médio-océaniques et dans les zones de subduction. Nous sommes en effet en présence d’une situation très particulière et difficile à reproduire par modélisation, où les plaques lithosphériques sont essentiellement rigides, et pratiquement toute la déformation est concentrée à leurs frontières.

11On estime par ailleurs que la quantité d’eau que renferment les roches du manteau terrestre, sous leur forme hydratée, pourrait atteindre une, voire deux fois le volume de l’ensemble des océans, qui eux-mêmes couvrent les deux tiers de la surface de la Terre. Cependant, cela n’est pas comme Jules Verne l’imaginait dans son Voyage au centre de la Terre, un océan souterrain avec des plages et des cavernes – qui ne pourraient résister aux pressions énormes auxquelles sont soumises les roches –, mais bien un océan « caché » dans les roches solides. Une des questions de la recherche pluridisciplinaire de pointe actuelle consiste à essayer de déterminer comment se répartit l’hydratation des roches dans le manteau : est-elle limitée aux premiers 100-200 km depuis la surface, ou bien est-elle importante jusque dans la zone de transition du manteau supérieur (400-700 km), voire à une plus grande profondeur ?

12(3) Enfin, la Terre possède également un champ magnétique interne suffisamment fort pour créer, dans l’ionosphère, un véritable bouclier contre les rayons cosmiques – encore un élément crucial pour la vie sur Terre. Ce champ magnétique est engendré par des mouvements de fluide dans le noyau liquide métallique, composé principalement de fer, par un processus de dynamo. Notons que la partie centrale du noyau, la graine, solide et composée de cristaux de fer encore plus pur, joue un rôle important dans le maintien de cette dynamo au cours des temps géologiques : certains éléments chimiques plus légers que le fer sont expulsés dans la partie liquide du noyau au moment de la cristallisation de la graine, dont la taille augmente de l’ordre de quelques millimètres par an. L’ascension des éléments légers vers la surface du noyau engendrent des mouvements de convection dans le noyau externe.

Le rôle de la tectonique des plaques et du rebond élastique dans la localisation des séismes

13Le prix à payer pour une planète dont la dynamique est si propice à la vie, ce sont les catastrophes naturelles, en l’occurrence pour ce qui nous intéresse ici, les séismes, les éruptions volcaniques et leurs conséquences, tels les tsunamis ou les glissements de terrain. Les images bouleversantes de la catastrophe provoquée par le séisme de magnitude 9 du Japon le 11 mars 2011 et le tsunami qui s’ensuivit nous rappellent vivement les forces naturelles considérables qui sont en jeu. Que ce soit le dernier séisme du Japon, ou bien ceux de Haïti en janvier 2010, du Chili en février 2010, ceux de Nouvelle-Zélande en septembre 2010 et en février 2011, ou encore, déjà un peu oublié, le gigantesque séisme de Sumatra du 26 décembre 2004 et son tsunami : tous sont la conséquence inévitable des mouvements de l’écorce terrestre, associés à la tectonique des plaques, dont je vais brièvement rappeler l’essentiel.

  • 1 A. Wegener, « Idées nouvelles sur la formation des grandes structures de la surface terrestre (cont (...)
  • 2 X. Le Pichon et J. Heirtzler (1968), « Magnetic anomalies in the Indian Ocean and sea-floor spreadi (...)

14La tectonique des plaques, couplée avec la théorie du rebond élastique, explique de manière simple, au premier ordre, l’occurrence et la localisation de la grande majorité des séismes et des éruptions volcaniques. Il a fallu plus de cinquante ans pour que la tectonique des plaques, proposée dès 1912 par Alfred Wegener dans sa communication sur la dérive des continents1, soit acceptée définitivement. Ce fut l’observation des anomalies magnétiques qui convainquit finalement la communauté scientifique dans la seconde moitié des années 1960. En effet, au moment de la solidification des roches formant la croûte nouvelle dans les rides médio-océaniques, celles-ci acquièrent une aimantation de polarité identique à celle du champ magnétique prévalent au moment de la solidification. Disposées de façon symétrique par rapport à la ride, les anomalies magnétiques représentent l’enregistrement dans les roches, au fur et à mesure que celles-ci s’éloignent de la ride, des inversions successives du champ magnétique en fonction du temps. Ce fut d’ailleurs Xavier Le Pichon2 qui mesura le premier et de façon précise, en 1968, la vitesse du mouvement des plaques à partir de ce type de données magnétiques (fig. 1).

Figure 1. Anomalies magnétiques et datation des fonds océaniques.

Figure 1. Anomalies magnétiques et datation des fonds océaniques.

a) Lorsque le magma se refroidit pour former la nouvelle croûte en écartant la croûte plus ancienne de part et d’autre de la ride médio-océanique, les roches acquièrent une magnétisation qui garde la mémoire de l’orientation du pôle du champ magnétique de cette époque, enregistrant ainsi les inversions du champ au cours des temps géologiques, ce qui, confronté avec l’échelle des temps des inversions du champ (b), permet de dater les fonds océaniques et de déterminer les vitesses d’écartement des plaques (c), comme l’ont fait les premiers Le Pichon et Heirtzler.

U.S. Geological Survey.
Le Pichon et Heirtzler (1968).

15Ainsi la surface de notre planète est-elle couverte d’une douzaine de plaques rigides, dites plaques lithosphériques, de forme et de taille irrégulières, et de 80 à 100 km d’épaisseur en moyenne. Celles-ci se déplacent les unes par rapport aux autres à des vitesses relatives de l’ordre de quelques centimètres par an – la vitesse de croissance de nos ongles –, mues par des courants de matière dans le manteau de la Terre. Pratiquement toute la déformation est concentrée aux frontières des plaques, qui sont principalement de trois types : deux plaques s’écartent le long de chaînes volcaniques sous-marines, appelées rides médio-océaniques, laissant place à du magma frais qui, en se solidifiant, vient augmenter la surface des plaques et forme ainsi une croûte nouvelle ; cet excès de masse produit à une extrémité est résorbé à son tour dans les zones de subduction où une plaque plonge sous une autre, de manière à ce qu’en moyenne la surface totale de la Terre soit à peu près conservée. C’est aussi dans ces zones de subduction, principalement dans l’ouest du Pacifique et en Amérique du Sud, que l’on trouve les chaînes de volcans les plus actifs, tous situés en avant de la plaque plongeante, à la verticale de l’endroit où celle-ci atteint environ 100 km de profondeur. De manière simplifiée, ces volcans sont la conséquence de processus liés à la fusion partielle et à la déshydratation de la croûte océanique entraînée en profondeur avec la plaque subduite, lorsque celle-ci atteint le domaine de température et de pression propice à ces phénomènes. Enfin, en certains endroits, deux plaques coulissent l’une contre l’autre, comme c’est le cas en Californie le long de la célèbre faille de San Andreas.

16La plupart des séismes ont lieu le long des limites de plaques et en marquent ainsi les frontières. Les séismes dévastateurs de ces dernières années s’inscrivent bien dans ce schéma d’illumination des frontières de plaques. S’ils ont été particulièrement remarqués, s’étant produits dans des zones très peuplées, on s’attend en moyenne tous les ans à une quinzaine de séismes de magnitude supérieure à 7 à travers le monde.

  • 3 H. F. Reid (1910), The mechanics of the earthquake. The California Earthquake of April 18, 1906, Re (...)

17C’est à l’occasion du séisme dévastateur de San Francisco (de magnitude 7,9) en 1906, qu’est née l’idée du rebond élastique formulée par Harry Fielding Reid en 19103. Grâce aux mesures de triangulation géodésique qui avaient été faites régulièrement dans cette région dans les années qui ont précédé et suivi le séisme, il avait remarqué que deux points situés de part et d’autre de la faille, et à une certaine distance de celle-ci, se déplaçaient continuement et progressivement beaucoup plus vite que deux points proches de la faille, ce qui implique une déformation intense des roches au voisinage même de la faille. Au moment du séisme, la résistance maximale des roches à la déformation ayant été dépassée, la rupture, en quelques minutes, a libéré les contraintes en créant, le long de la faille, un déplacement net de ses lèvres de 5 à 10 m sur une longueur de rupture de 450 km le long de la côte nord-Californienne. Une fois les contraintes relâchées, le cycle recommence jusqu’au prochain séisme.

18En quelques millions d’années, le déplacement le long d’une faille active peut ainsi atteindre plusieurs dizaines de kilomètres. Ceci se voit très bien dans le paysage, en plusieurs endroits, le long de la faille de San Andreas en Californie. Si l’on connaît la vitesse moyenne du déplacement relatif des deux plaques et l’histoire de la sismicité à un endroit donné d’une faille, on peut en déduire le déficit de déplacement le long de la faille. Par contre, en certains endroits, les plaques coulissent doucement l’une le long de l’autre, sans provoquer de forts séismes.

19La théorie de la tectonique des plaques ainsi que celle du rebond élastique nous donnent un cadre général permettant d’anticiper les lieux où peuvent se produire les séismes les plus forts.

20Pour identifier ces zones à risques, en rassemblant les données sur les séismes passés et, lorsque c’est possible, la géométrie de leur rupture à partir de données géologiques, géodésiques et sismiques, les sismologues ont pu dresser une carte mondiale du potentiel sismique, concentré principalement sur le pourtour de l’océan Pacifique, là où se trouvent la plupart des zones de subduction, et où ont lieu les séismes les plus forts, ceux de magnitude 8 ou plus. Dans ce cas, le rebond élastique provoque un déplacement vers le haut de la plaque surplombante, et comme ceci se produit en général sous l’océan, si la rupture atteint la surface du fond marin, une masse d’eau considérable (quelques mètres de hauteur sur une longueur de plusieurs centaines de kilomètres, voire un millier, comme dans le cas de Sumatra en 2004) se trouve tout à coup déplacée ; une situation propice à la génération de tsunami.

21Connaissant les vitesses de déplacement relatif des plaques, on peut ainsi déterminer approximativement la durée du cycle sismique et anticiper les endroits où pourraient avoir lieu de forts séismes, ainsi que leur taille.

22Cependant, les conditions qui conduisent à la génération d’un fort séisme en un lieu donné et à un moment donné, la manière précise dont est initiée et dont va évoluer la rupture sismique, restent pour l’instant des questions fondamentales auxquelles on a paradoxalement moins de réponses aujourd’hui qu’avant le séisme de Tōhoku (Japon) du 11 mars 2011. Dans ce cas précis, les sismologues japonais avaient 1300 ans d’histoire et des données précises, grâce à la technologie GPS, sur les vitesses de convergence des plaques Pacifique et nord-américaine, pour établir une carte de déficit de glissement dans la région du nord de l’île de Honshū et au large de l’île d’Hokkaidō. Le séisme du 11 mars 2011 a bien eu lieu dans une zone identifiée comme prête à « lâcher », mais plusieurs facteurs ont surpris les géophysiciens : la partie la plus importante de la rupture a eu lieu plus à l’est, plus près de la fosse du Japon, et donc plus près de la surface (un facteur important pour la génération de tsunami), et la magnitude du séisme s’est avérée de 9,0 alors qu’on s’attendait, tout au plus, à un séisme de magnitude 8,6 dans cette région. Il y a d’autres aspects surprenants dans la façon dont s’est déroulée la rupture de ce séisme : en particulier, on a enregistré des déplacements des deux bords de la faille l’un par rapport à l’autre de plus de 50 m, ce qui ne s’était jamais vu depuis l’avènement de la sismologie instrumentale. Le séisme du 11 mars a aussi ébranlé un certain nombre de concepts qui paraissaient solidement acquis : le réseau GPS, pourtant dense sur les îles du Japon, n’a pas décelé l’accumulation de déformations avant le séisme au sens du rebond élastique ; comment l’aspérité rompue au cours de ce séisme avait-elle pu résister à 1300 ans de déficit de glissement à raison de 8 cm/an ? Autant dire que le concept simple selon lequel certaines parties des frontières de plaques sont propices à la rupture dans de très forts tremblements de terre, et d’autres non, est à revoir. Nous avons également perdu l’assurance que nous pouvions estimer assez précisément le lieu et la magnitude du prochain fort séisme, et que le seul paramètre vraiment impossible à prévoir était la date précise à laquelle celui-ci surviendrait.

  • 4 G. Rogers et H. Dragert (2003), « Episodic tremor and slip on the cascadia subduction zone : The ch (...)

23L’observation des phénomènes en bordure de plaque nous réserve aussi d’autres surprises. Ainsi en est-il de la découverte récente4 des slow slip events (SSE), épisodes de glissement sans forts séismes observés dans la zone de subduction du Nord-Ouest américain et au Japon grâce aux mesures GPS. Ces épisodes quasi périodiques, dont la récurrence est de l’ordre d’un an dans la plupart des cas, correspondent à des déplacements rétrogrades des plaques, comme si la plaque en subduction « reculait » un peu avant de continuer à avancer. Ces SSE sont accompagnés de petites secousses sismiques, dites tremors non volcaniques, qui ont permis de localiser approximativement la zone affectée par le glissement. Celle-ci se trouve sur l’interface entre les plaques, un peu en aval (à plus grande profondeur) de la zone bloquée. Depuis leur découverte, les SSE et les tremors non volcaniques ont été observés dans de nombreuses zones de subduction, ainsi que sur la faille de San Andreas en Californie centrale et du Sud. Leur quasi-périodicité a permis l’installation de réseaux temporaires de surveillance sismique et géodésique qui ont pu capter des épisodes successifs et rassembler une base de données importante sur ce phénomène nouveau. Cependant, le mécanisme physique à l’origine de celui-ci et sa relation aux forts séismes attendus dans ces régions ne sont pour l’instant pas connus.

24Ce sujet mérite en lui-même sa propre conférence. Je vais cependant le laisser de côté pour revenir à la question plus générale de l’origine des forces considérables qui régissent la tectonique des plaques. L’absence de réponse précise à cette question retarda considérablement l’acceptation de la dérive des continents de Wegener. Il ne manquait pourtant pas d’éléments, aussi bien géographiques (la forme des côtes) que géologiques, également en ce qui concerne la faune et la flore rencontrées de part et d’autre de l’Atlantique, pour démontrer que l’Afrique et l’Amérique du Sud avaient formé dans le passé géologique, il y a plus de 200 millions d’années, un continent unique. Mais pourquoi s’étaient-ils séparés ?

25Aujourd’hui, nous acceptons volontiers que les mouvements des plaques tectoniques sont dus à des courants de convection dans le manteau de la Terre, un mécanisme efficace pour dégager la chaleur interne de notre planète. Une analogie simple est celle d’un récipient d’eau chauffé par le bas : l’eau plus chaude, et donc moins dense, monte du fond du récipient vers la surface, où elle se refroidit, devient plus dense, avant de retomber vers le fond, créant ainsi une circulation organisée en cellules de convection.

De nouveaux outils pour sonder l’intérieur de la Terre

26L’étude de l’intérieur de la Terre représente un défi particulier. En effet, l’observation directe se heurte à des difficultés technologiques, en particulier la construction d’instruments de forage capables de résister aux températures élevées (plus de 1000 °C) rencontrées à des profondeurs relativement faibles : les puits les plus profonds creusés jusqu’à maintenant n’atteignent pas plus de 12 à 13 km, ce qui, comparé au rayon de la Terre (6371 km), représente à peine deux millièmes de celui-ci. Ces forages nous ont apporté des informations précieuses sur la structure et la composition de la partie superficielle de la croûte terrestre. Mais pour en savoir plus, il est nécessaire d’avoir recours à des méthodes d’observation indirectes pour résoudre ce qu’on appelle un problème inverse : déterminer la structure à l’intérieur d’un corps uniquement à partir de données disponibles à la surface qui l’englobe. Vous reconnaîtrez un problème familier dans le domaine de la médecine, avec toutes les méthodes non invasives de sondage du corps humain (rayons X, IRM, échographie, etc.).

27Ainsi devons-nous combiner différents types d’observations à la surface de la Terre pour en sonder l’intérieur, ce qui a permis le développement de plusieurs disciplines au sein des sciences de la Terre : mesures ponctuelles, et plus récemment, satellitaires (Magsat, Champ et Oersted) du champ magnétique et du champ de gravité, enregistrement des ondes sismiques engendrées par les séismes naturels, échantillonnage géochimique des roches, mesures géodésiques et cartographie géologique. L’interprétation de ces observations doit être combinée avec la modélisation théorique et expérimentale des courants de matière dans le manteau et le noyau (géodynamique), la modélisation de la propagation des ondes sismiques dans les milieux complexes, ainsi que la physique des matériaux et la pétrologie, qui renseignent sur la composition, la structure cristalline et les propriétés de déformation des roches aux hautes pressions et températures de l’intérieur de la Terre. Pour vous donner une idée, la pression au centre de la Terre est de l’ordre de 360 GPa, soit 3 600 fois la pression atmosphérique, et la température dans le noyau est estimée à 5000 +/– 1500 degrés °C.

28Ces dernières décennies, chacune de ces disciplines a fait l’objet de progrès considérables dans le domaine des techniques de mesure, ce qui a conduit à un certain nombre de découvertes, en particulier :

  • La technologie GPS et l’interférométrie radar (InSAR) permettent actuellement de détecter des mouvements relatifs à travers les failles de l’ordre du millimètre par an, ce qui a permis de préciser les mouvements tectoniques à l’échelle globale, de surveiller la déformation des volcans jusqu’à en prévoir les éruptions, et de découvrir tout récemment des phénomènes nouveaux, tels les tremors quasi périodiques dans les zones de subduction.

  • La construction de presses de plus en plus performantes permet à l’heure actuelle d’atteindre des pressions de plus de 150 GPa, c’est-à-dire jusqu’au noyau de la Terre, ce qui, couplé avec les accélérateurs de particules (cyclotrons), rend possible la caractérisation de plus en plus précise de la structure et des propriétés physiques des roches dans les conditions qui règnent à la base du manteau et jusque dans le noyau.

  • Des progrès considérables ont également été faits du point de vue théorique, grâce à l’accès aux ordinateurs de plus en plus puissants qui permettent d’atteindre des conditions réalistes pour la modélisation de la convection au sein du manteau de la Terre, en trois dimensions, dans une géométrie sphérique adaptée, ou de simuler de manière précise le champ des ondes sismiques se propageant dans des structures complexes.

29L’enjeu actuel est de combiner les informations apportées par ces différentes disciplines, chacune d’elles contribuant à un aspect de l’ensemble mais ne permettant pas de résoudre, par elle-même, le problème fondamental de la dynamique interne de notre planète, qui est de comprendre comment fonctionne le moteur convectif de la tectonique des plaques, moteur qui, plus de quarante ans après l’acceptation universelle de celle-ci, donne encore lieu à de vifs débats.

30Puisqu’il s’agit d’un système dynamique, il ne suffit pas d’en connaître l’état présent, et pour connaître son évolution dans le temps, il faut interroger le passé, depuis l’époque de la formation de la Terre, il y a environ 4,56 milliards d’années, jusqu’à nos jours, sachant que l’échantillonnage de ce passé est limité essentiellement aux roches situées près de la surface, et que seuls les continents ont préservé des roches d’âge supérieur à 200 millions d’années, justement à cause de la tectonique des plaques qui recycle inlassablement les plaques océaniques.

Au-delà des théories de la tectonique des plaques et du rebond élastique

31À l’intérieur de la Terre, il y a deux sources principales de chaleur : d’une part la chaleur dite résiduelle, produite au temps de la formation de celle-ci, et qui n’a pas encore eu le temps de s’échapper du noyau et du manteau, et de l’autre, la chaleur dégagée par la désintégration progressive des éléments radioactifs à longue durée de vie (autour de 1 milliard d’années ou plus), tels que l’uranium (238U, 235U), le thorium (232Th), le potassium (40K), concentrés principalement dans les granites de la croûte continentale.

32On estime que la contribution de la radioactivité crustale et mantellique à la chaleur dégagée, et donc à la convection, représente approximativement la moitié de l’énergie totale dégagée (~ 44-46 TW), mais de grandes incertitudes persistent quant à la proportion de chaleur primordiale transmise du noyau de la Terre vers le manteau : les évaluations vont de moins de 10 % jusqu’à plus de 20 % du total. Ce débat – et plus généralement la question de la nature précise et de la forme de la convection mantellique –, n’est pas d’intérêt purement académique : le flux de chaleur à la limite entre le manteau solide et le noyau liquide est un des facteurs principaux qui contrôlent la vigueur de la dynamo, moteur du champ magnétique interne. Une technique nouvelle en développement permettra, peut-être bientôt, d’estimer de façon plus précise la quantité de chaleur libérée par les processus de désintégration radioactive. Cette technique se base sur l’observation des géo-neutrinos, particules sans masse et neutres électriquement qui sont libérées par désintégration bêta des éléments radioactifs dans les roches terrestres. Des détecteurs adaptés ont été construits, notamment au Japon, et les mesures préliminaires semblent confirmer que la chaleur dégagée dans la croûte et le manteau par désintégration radioactive correspond à peu près à la moitié de la chaleur totale dégagée. Ceci reste à confirmer.

  • 5 W. Jason Morgan (1972), « Deep mantle convection plumes and plate motions », The American Associati (...)

33Plus précisément, quels sont les mécanismes physiques et chimiques qui contrôlent les mouvements de plaques ? Ceux-ci sont-ils principalement régis par le refroidissement à la surface, dont la conséquence est l’augmentation de densité progressive des plaques en fonction de leur âge, qui fait que, lorsqu’elles sont suffisamment lourdes, elles retombent et s’enfoncent dans le manteau, entraînant avec elles les roches visqueuses déplacées ? C’est ce à quoi on s’attend si le chauffage interne (c’est-à-dire la radioactivité) est dominant. Dans ce cas, les courants descendants seraient localisés au niveau des plaques en subduction ; en revanche, les courants ascendants seraient plus diffus. Ou bien, une couche-limite inférieure chaude joue-t-elle un rôle actif en engendrant des courants chauds montants plus localisés et relativement fixes dans le temps, les panaches mantelliques ? On place volontiers cette couche-limite chaude à la limite noyau-manteau ou, alternativement, à la limite entre le manteau supérieur et le manteau inférieur, vers 670 km de profondeur. Ce concept de panaches mantelliques a été proposé par Jason Morgan en 19725. Il s’appuie sur les observations faites expérimentalement (et dans les modèles numériques) dans le cas d’un fluide chauffé par le bas : les courants montants s’organisent suivant des colonnes étroites à tête plus large, les panaches. Cet ensemble de panaches serait relativement fixe par rapport au manteau, induisant des chaînes linéaires de volcans d’âge progressif, comme on en observe en plusieurs endroits. La manifestation en surface de ces panaches serait la présence de points chauds, ces volcans, comme Hawaï, au milieu de la plaque Pacifique, qui n’ont pas d’explication simple en termes de tectonique des plaques, mais qui pourraient s’expliquer si l’on admettait que les panaches sont fixes au cours du temps. Par exemple, au fur et à mesure que la plaque Pacifique se déplace vers l’ouest au-dessus de son panache, de nouveaux volcans se forment, pouvant expliquer l’âge progressivement plus ancien vers l’ouest de la chaîne volcanique d’Hawaï, et d’ailleurs d’autres chaînes linéaires de volcans au milieu du Pacifique. Cette théorie est cependant contestée par certains géophysiciens qui pensent que les points chauds sont la manifestation de phénomènes peu profonds, liés à la déformation interne des plaques lithosphériques elles-mêmes. Il est donc important d’essayer de détecter les panaches éventuels et leur profondeur d’origine dans le manteau pour résoudre cette controverse et mieux préciser le rôle passif ou actif des courants chauds montants dans la circulation globale mantellique.

34Une autre question fondamentale est celle du degré de couplage entre la convection mantellique et la tectonique en surface : qui contrôle quoi ? Les plaques lithosphériques rigides se déplacent au-dessus d’une zone du manteau appelée asthénosphère (du grec asthenes, « faible, sans résistance »), parce qu’elle est de nature visqueuse et résiste peu aux déformations à long terme permettant le glissement plus ou moins régulier des plaques au rythme de quelques centimètres par an. Mais quelle est l’importance relative des forces qui tirent la plaque dans une zone de subduction, de celles qui la poussent lorsque la croûte nouvelle se forme dans une ride médio-océanique, et enfin de la force de résistance (ou bien d’entraînement ?) à la limite entre la lithosphère et l’asthénosphère ?

35La convection affecte-t-elle le manteau entier, ou bien est-elle limitée au manteau supérieur, qui se démarque du manteau inférieur, plus visqueux en raison de la pression qui augmente avec la profondeur, par un saut dans la structure sismique et minéralogique, à 660 km de profondeur ?

36En effet, en plus de la proportion des différents types de chauffage interne, la circulation mantellique est compliquée par le fait que la structure cristalline des roches et leur rhéologie (c’est-à-dire leurs propriétés de déformation) changent en fonction de la pression et donc de la profondeur dans le manteau. Et enfin, cette complexité est accentuée par l’existence d’hétérogénéités de composition chimique, qui sont de deux sortes. Les premières sont héritées depuis le temps de la formation de la Terre, n’ayant pas encore eu le temps d’être suffisamment brassées pour être réparties de façon homogène dans le manteau. Les secondes sont continuellement créées dans les rides océaniques au moment de la formation de la croûte et de la lithosphère nouvelle, et, à plus grande profondeur, dans les zones de subduction, par les processus de fusion partielle qui séparent de manière préférentielle certains éléments chimiques vers les produits de la fusion.

37En particulier à partir de l’étude du contenu isotopique différent des laves volcaniques échantillonnées sur les volcans des rides médio-océaniques et ceux des points chauds, les géochimistes nous apprennent que le manteau est loin d’être un mélange uniforme de roches. Ils décèlent en effet la présence d’au moins deux « réservoirs » dans le manteau terrestre : l’un correspondrait aux produits de la fusion partielle ayant lieu au cours de la formation de croûte nouvelle dans les rides médio-océaniques, et l’autre, au matériau « primordial », resté encore peu échantillonné, et localisé quelque part au fond du manteau du fait que celui-ci n’a pas encore eu le temps – ou n’a pas pu – s’homogénéiser. Il en résulte plusieurs modèles extrêmes de circulation du manteau à confronter aux observations d’imagerie principalement sismique, allant d’une circulation à deux couches, où le manteau supérieur est presque complètement isolé du manteau inférieur, à une circulation à une seule couche, englobant le manteau dans toute son épaisseur, en passant par toute une série de modèles intermédiaires, sans doute plus proches de la réalité.

38Toutes ces questions, ainsi que celle de l’évolution dans le temps de la dynamique interne de la Terre depuis sa formation, font l’objet de recherches actives et de vigoureux débats dans pratiquement toutes les disciplines des sciences de la Terre à l’heure actuelle. On sait à ce propos que la tectonique de l’époque archéenne – il y a plus de 2 milliards d’années – devait être assez différente de celle des temps modernes : une convection plus énergique, due à un dégagement de chaleur plus important, aurait pu engendrer les parties les plus anciennes des continents : ceux-ci sont plus légers et flottent au-dessus des océans ; leur structure et leur composition particulières se distinguent de celles produites actuellement dans les rides médio-océaniques. Mais ceci est aussi sujet à débat.

L’apport de l’imagerie sismique à notre connaissance de la structure et de la dynamique du manteau de la Terre

39J’aimerais maintenant décrire de manière plus précise les progrès réalisés en matière d’imagerie sismique à l’échelle globale, mon domaine particulier de recherche. Par souci de temps, je n’aborderai que l’imagerie du manteau, laissant de côté celle du noyau et, surtout, celle de la graine solide.

  • 6 R. D. Oldham (1906), « The constitution of the interior of the Earth, as revealed by earthquakes », (...)

40L’imagerie sismique est incontestablement la méthode la plus performante pour voir à l’intérieur de la Terre. Elle a pour outil les ondes élastiques émises par les tremblements de terre partout dans le monde et enregistrées par des capteurs d’ondes très sensibles, ou sismomètres, capables de détecter des déplacements de l’ordre du micron, qui correspondent à des séismes de magnitude supérieure à 5, à des distances pouvant aller jusqu’aux antipodes. Ces ondes illuminent l’intérieur du globe : d’une part, comme la lumière, elles se réfléchissent ou se réfractent sur les obstacles rencontrés (elles peuvent aussi se convertir, car il y a deux types d’ondes sismiques) ; d’autre part, la vitesse à laquelle elles se propagent, ainsi que leurs amplitudes, sont modifiées au cours de leur passage selon l’état physique de la matière qu’elles traversent. En combinant les enregistrements de nombreux séismes dans de nombreuses stations tout autour du globe, on peut réaliser, grâce à des méthodes dites tomographiques, des images en trois dimensions de l’intérieur de la Terre. À la différence des méthodes médicales cependant, nous ne contrôlons pas la distribution des sources de vibrations (principalement situées le long des bordures des plaques tectoniques) et nous sommes aussi fortement limités dans la distribution des stations : outre les considérations logistiques et politiques, comme deux tiers de la surface du globe sont couverts par l’océan, et que les îles sont relativement peu nombreuses, l’installation de stations sismiques de qualité, au fond de la mer, représente encore des difficultés considérables d’ordre technologique et financier. Il est donc nécessaire de développer des techniques sophistiquées pour extraire le plus d’informations possibles des enregistrements sismiques, et c’est à ce niveau-là que se situe la pointe de la recherche actuelle. Fort heureusement, les enregistrements sismiques sont très riches en informations. Tout d’abord, il y a deux types d’ondes sismiques : les ondes de compression (dites ondes P) et les ondes de cisaillement (dites ondes S), ces dernières ne se propageant pas dans les liquides. C’est ainsi que, grâce aux observations d’ondes sismiques en fonction de la distance à la source, nous avons la certitude, depuis les travaux d’Oldham en 19066 et ceux qui ont suivi dans la première moitié du xxe siècle, de la liquidité de la partie externe du noyau de la Terre.

  • 7 I. Lehmann (1906), Publications du Bureau central séismologique international, série A, Travaux sci (...)

41Des variations plus subtiles dans les observations nous ont successivement montré l’existence d’une graine solide7 et de discontinuités de structure présentes à l’échelle globale dans le manteau supérieur, à 400 et 660 km de profondeur. En particulier, la confrontation avec la physique des matériaux a permis de déterminer que ces discontinuités correspondent à des changements de structure cristalline des minéraux sous l’effet de la pression, que l’on appelle changements de phase, vers des structures de plus en plus compactes. La discontinuité de 660 km, qui marque la limite entre le manteau supérieur et le manteau inférieur, est sans doute également une barrière mécanique qui rend difficile, mais non impossible, le transfert de matière entre les deux parties du manteau.

  • 8 K. Bullen, Introduction to the theory of seismology, Cambridge University Press, 1947 ; 4e édition, (...)

42Les ondes sismiques sont également riches dans leur contenu fréquentiel : les ondes de plus longue période (la vibration la plus grave a une période de 54 min) se propagent sous la forme d’ondes de surface qui font le tour de la Terre de nombreuses fois et, en interférant entre elles, produisent des ondes stationnaires, les modes propres de la Terre, dont le spectre – l’ensemble des fréquences – est caractéristique de la structure interne. Avec tous ces outils, nous avons donc depuis longtemps (les premiers modèles fiables datant de la fin des années 1940) une idée précise de la structure moyenne de la Terre, c’est-à-dire de la structure en pelure d’oignon où l’on rencontre successivement, en fonction de la profondeur, la croûte et le manteau solide, composés principalement de silicates, puis le noyau liquide, composé d’un alliage de fer et de nickel, et enfin la graine solide, composée de fer cristallin encore plus pur. Dans les années 1940, le sismologue Keith Bullen8 avait divisé la Terre en couches et leur avait donné des noms correspondant aux premières lettres de l’alphabet. Il n’en subsiste qu’une à présent, la D-seconde, qui comprend les derniers 200-300 km de profondeur du manteau, et dont les propriétés sont distinctes de celles de l’ensemble du manteau inférieur qui la surplombe. Notons que les données sismologiques nous informent sur la structure élastique, c’est-à-dire sur les variations de trois paramètres selon la profondeur : les vitesses de propagation respectives des ondes de cisaillement et de compression ainsi que la densité. Pour convertir ceux-ci en paramètres physiques fondamentaux, à savoir la température et la composition chimique, il faut les confronter aux mesures faites en laboratoire, aux mêmes conditions de température et de pression, des propriétés élastiques des roches en fonction de leur composition. En particulier, comme on a déterminé que les discontinuités sismiques à 400 km et 660 km de profondeur correspondent à des transitions de phase dans les silicates dues à la pression croissante, la température moyenne est assez précisément connue à ces profondeurs.

43Grâce à ces travaux, la structure radiale de la Terre est assez bien connue depuis plus d’un demi-siècle. Cependant, il y a encore des surprises. L’accession aux pressions de plus en plus élevées a notamment conduit, récemment, à la découverte d’une nouvelle phase qui pourrait être stable juste au-dessus de la limite noyau-manteau, et surnommée post-pérovskite, la pérovskite étant le minéral – composé de silicate de magnésium et de fer – prépondérant dans le manteau inférieur. C’est cette transition qui pourrait intervenir en haut de la zone D-seconde, marquée en de nombreux endroits autour du globe par une discontinuité dans les vitesses élastiques, comme ont pu l’observer les sismologues.

  • 9 J. Badro, G. Fiquet et al. (2003), « Iron partitioning in Earths mantle : Toward a deep lower mant (...)

44Une autre découverte, à laquelle ont d’ailleurs contribué nos collègues français James Badro et Guillaume Fiquet9, est celle d’une transition électronique du fer (spin haut à spin bas) à des pressions et des températures correspondantes au milieu du manteau inférieur (~1500 km de profondeur), modifiant les propriétés chimiques et physiques des roches, ce qui pourrait avoir des conséquences sur l’interprétation des données sismiques à ces profondeurs, et sur la dynamique dans cette partie du manteau. Cependant, la manifestation sismique de cette transition n’a pas encore été détectée.

45La structure radiale de la Terre nous fournit une image statique de l’intérieur de la Terre. Ce qui nous intéresse à l’heure actuelle, c’est de cartographier l’expression de la dynamique interne, qui se manifeste par des variations dites latérales de la structure sismique : par exemple, en simplifiant et en laissant de côté les variations de composition, les régions plus chaudes, et donc moins denses, correspondant aux courants montants, se manifestent par des vitesses sismiques moins élevées que les régions plus froides, et plus denses, correspondant aux courants descendants. Pour avoir accès à ces variations latérales, on fait appel à la tomographie sismique, dont le principe est similaire aux techniques utilisées en médecine : on envoie, à travers un corps, des ondes (ici, les ondes sismiques) engendrées à la surface de celui-ci par des sources de vibration (ici, les séismes), et on les enregistre également en surface. On peut mesurer leurs temps de parcours ou leurs amplitudes, et confronter ceux-ci avec les temps ou les amplitudes prédits par un modèle de référence, généralement un modèle moyen de la Terre à symétrie sphérique, à savoir un modèle simplifié dans lequel les paramètres physiques ne varient qu’en fonction de la profondeur.

46Venons-en donc à ce que nous enseignent les images tomographiques. On pourrait s’attendre a priori à des images qui reflètent un système convectif très simple, où les courants montants se trouvent en face des rides médio-océaniques, et les courants descendants, là où les zones de subduction plongent dans le manteau. En fait, la tomographie sismique, grâce à laquelle nous avons désormais de bonnes contraintes sur les caractéristiques à grande longueur d’onde (~2000 km) de la structure élastique du manteau terrestre, révèle une situation plus complexe dont l’interprétation n’est pas encore tout à fait claire.

  • 10 B. Kustowski, G. Ekström et A. M. Dziewoński (2008), « Anisotropic shear-wave velocity structure of (...)

47Dans ce qui suit, je vais d’abord présenter une série de coupes, qui représentent chacune les variations latérales de structure à une profondeur donnée. Il y aura aussi quelques coupes dans des plans verticaux. Les couleurs représentent les zones de vitesses sismiques plus lentes (en rouge) ou plus rapides (en bleu) que la moyenne10 (fig. 2). L’interprétation la plus simple à retenir, au premier ordre, est que les zones rouges correspondent à des températures plus fortes (de plusieurs centaines de degrés) et les zones bleues, à des températures plus froides.

Figure 2. Coupes horizontales dans un modèle tomographique global sismique récent à plusieurs profondeurs dans le manteau.

Figure 2. Coupes horizontales dans un modèle tomographique global sismique récent à plusieurs profondeurs dans le manteau.

L’échelle des couleurs représente les variations relatives (en %) des vitesses élastiques de cisaillement par rapport à la moyenne à la profondeur correspondante. Les couleurs rouges correspondent en première approximation à des régions où la température est plus élevée que la moyenne, les couleurs bleues, où elle est plus faible.

Kustowski et al. (2008).

48C’est ainsi qu’une coupe pratiquée dans le manteau supérieur, par exemple à 150 km de profondeur, confirme ce que prédit la tectonique des plaques : on peut suivre le système des rides médio-océaniques à travers les océans Pacifique, Indien et Atlantique, correspondant aux températures les plus chaudes. Dans l’océan Pacifique, plus on s’éloigne de la ride est-Pacifique, plus la température baisse, en accord avec le refroidissement progressif de la plaque Pacifique. On remarque également les régions très froides situées sous les parties les plus anciennes des continents, appelés cratons, au Canada, en Scandinavie, en Australie, dans l’Antarctique et en Sibérie, où la lithosphère – la partie rigide de la plaque –, est deux fois plus épaisse que la moyenne globale (~200 km). Si elle était seulement plus froide, et donc plus dense, cette lithosphère aurait tendance à s’enfoncer dans le manteau ; mais comme elle est, au contraire, stable, et qu’elle flotte sans engendrer un signal anormal dans les mesures de gravité, on en déduit que sa composition doit être distincte de celle des océans à la même profondeur. Très probablement, elle est appauvrie en fer, ce qui suggère un mode de formation différent de celui de la lithosphère océanique actuelle. À plus grande profondeur, vers 250-300 km, la distribution des vitesses élastiques change sensiblement : on perd le signal des rides et des vieux continents, ainsi que la correspondance rigoureuse avec les unités tectoniques. À 300 km de profondeur, les zones de température plus élevée que la moyenne se sont déplacées vers le centre du Pacifique et sous l’Afrique, les variations latérales sont beaucoup plus faibles (de l’ordre de +/–1-2 % comparé à +/–8-10 % à 150 km de profondeur) et le signal continental a disparu. À 600 km de profondeur, juste au-dessus de la limite entre le manteau supérieur et le manteau inférieur, le signal dominant est celui de zones froides de forme allongée qui correspondent aux principales zones de subduction, aux bordures ouest et sud-est de l’océan Pacifique. Celles-ci sont encore mieux visibles en coupe verticale dans des modèles régionaux spécifiquement construits pour les imager, tirant parti de l’abondante sismicité associée aux zones de subduction et aux nombreuses stations sismiques en bordure des continents.

49On voit ici que la réponse à la question – convection à deux couches ou convection à une couche ? – n’est pas simple : les plaques subduites se comportent différemment autour du globe. Certaines, comme en Amérique centrale, semblent se prolonger de manière continue presque jusqu’à la base du manteau, d’autres, comme au Japon, semblent s’aplatir à la base du manteau supérieur, où elles rencontrent une résistance forte à la pénétration dans le manteau inférieur. Un scénario possible est le suivant : les plaques s’accumulent d’abord à la base du manteau supérieur et, au moment où leur poids devient suffisant pour surmonter la résistance visqueuse, elles pénètrent dans le manteau inférieur d’un seul coup, selon des épisodes ponctuels (à l’échelle des temps géologiques) qui correspondent peut être aussi à des épisodes de réorganisation des plaques à la surface.

50Mais revenons aux coupes horizontales : pour la majeure partie du manteau inférieur, les images actuelles ne révèlent pas de grandes structures, mis à part celles des plaques plongeantes en Asie et en Amérique du Sud. En revanche, quand on s’approche de la base du manteau, la structure se réorganise de manière très frappante, et, à partir de 500 km au-dessus de la limite noyau-manteau, on voit apparaître deux grandes zones de vitesses sismiques lentes équatoriales et plus ou moins antipodales, centrées respectivement sur le Pacifique et l’Afrique, et entourées d’un anneau de vitesses plus rapides, qui se trouve à la verticale des zones où plongent les plaques subductées (fig. 2). Bien que la preuve définitive n’en soit pas encore faite, il est probable que ces zones en bleu correspondent à l’accumulation ultime des plaques « tombées » dans le manteau inférieur, un cimetière de plaques en quelque sorte. Quant aux deux zones en rouge, elles sont souvent surnommées super-plumes ou super-panaches car elles évoquent la présence de matière chaude, moins dense, qui remonterait vers la surface. Elles correspondent sans doute aux courants de retour de la convection mantellique.

  • 11 B. Kustowski et al. (2008), op. cit.
    C. Mégnin, et B. Romanowicz (2000), « The three-dimensional sh (...)

51Ceci représente cependant une vue trop simplifiée. En réalité, le débat se situe actuellement à deux niveaux. D’une part, la possibilité d’une convection essentiellement à deux couches n’est pas exclue : on pourrait concevoir un couplage entre la convection dans le manteau inférieur et le manteau supérieur au niveau de ces super-panaches, car ceux-ci pourraient simplement chauffer la base du manteau supérieur en y induisant des courants chauds à la verticale de ceux du manteau inférieur, sans transfert important de matière. D’autre part, nous avons maintenant la quasi-certitude que ces super-panaches ne sont pas seulement plus chauds, mais qu’ils ont aussi une constitution chimique différente de celle des régions qui les entourent, et sont probablement plus denses. Cette information nous provient d’autres études sismologiques qui montrent sans ambiguïté que les bords externes des super-panaches sont très nets : on le voit à la façon dont les ondes sismiques, qui interagissent avec eux près de la limite noyau-manteau, voient leur forme d’onde déformée sensiblement. On peut donc imaginer ces deux super-panaches comme deux immenses piliers d’environ 5000 km de diamètre chacun et de quelques centaines de kilomètres de hauteur, formés de matière contenant sans doute une proportion de fer plus forte que la moyenne, et qui reposent sur la base du manteau, affectant ainsi la forme de la circulation mantellique. Quel est leur rôle véritable dans la circulation mantellique ? Quand se sont-ils mis en place? Sont-ils le résultat de la chute des plaques de subduction, qui, en atteignant le fond du manteau, balayent la couche de matière plus dense qui s’y trouve en formant ces empilements ? Ou bien sont-ils le résultat de processus très anciens, datant peut-être de l’époque de la formation de la Terre ? L’idée que ces super-panaches aient pu exister depuis très longtemps est corroborée par l’observation remarquable que leur position correspond à une configuration énergiquement stable des moments d’inertie de la Terre en rotation autour de son axe. Pour voir cela, on considère simplement la partie de la structure qui intervient dans le calcul des moments d’inertie, c’est-à-dire les plus grandes longueurs d’onde, ce que l’on appelle le degré 2 de la structure. Suivant cette représentation – tous les modèles tomographiques s’accordent très précisément là-dessus –, l’axe de la structure des deux super-panaches est dans le plan de l’équateur, alors que l’axe de rotation de la Terre, qui lui est orthogonal, se trouve à l’intérieur de l’anneau bleu de vitesses sismiques plus rapides qui les sépare, dans le plan de symétrie de cette structure11 (fig. 3). Toute position de l’axe de rotation dans ce plan correspond à une configuration stable des moments d’inertie. Les reconstructions paléomagnétiques montrent effectivement que le mouvement du pôle s’inscrit dans cette zone, au moins depuis les derniers 250 voire 500 millions d’années. Notons que la position des deux super-panaches correspond très bien à la distribution géographique en surface des principaux points-chauds. Les fameux panaches mantelliques aboutissant aux points chauds pourraient donc avoir leur racine dans les super-panaches. D’autres études sismologiques montreraient aussi une corrélation entre la position des points chauds et les zones, en bordure de super-panaches, où l’on observe des zones très localisées aux propriétés sismiques extrêmes qui suggèrent la présence de fusion partielle, les fameuses ultra low velocity zones (zones de vitesses sismiques ultra-lentes). Le problème est que les panaches sont jusqu’à présent très difficiles à détecter de manière fiable par imagerie sismique dans le manteau, en raison de leur diamètre faible – sans doute moins de 200 km. Ce manque de résolution est l’un des défis les plus importants de l’imagerie sismique globale : les panaches remontent-ils de la base du manteau inférieur, ou bien de la couche-limite thermique à la base du manteau supérieur ? Ou bien encore sont-ils, à l’autre extrême du débat qui les concerne, de simples perturbations superficielles qui correspondraient à la remontée de matière partiellement fondue depuis la base de la lithosphère, dans des fissures causées par les tensions fortes auxquelles celle-ci est soumise ?

Figure 3. Degré 2 de la structure en vitesses de cisaillement dans la partie la plus profonde du manteau (à 2800 km de profondeur), vue dans trois modèles tomographiques récents construits par des groupes de recherche différents. S362ANI : Kustowski et al. (2008) ; SAW24B16 : Mégnin et Romanowicz (2000) ; S20RTS : Ritsema et al. (1999).

Figure 3. Degré 2 de la structure en vitesses de cisaillement dans la partie la plus profonde du manteau (à 2800 km de profondeur), vue dans trois modèles tomographiques récents construits par des groupes de recherche différents. S362ANI : Kustowski et al. (2008) ; SAW24B16 : Mégnin et Romanowicz (2000) ; S20RTS : Ritsema et al. (1999).
  • 12 J. Besse et V. Courtillot (2002), « Apparent and true polar wander and the geometry of the geomagne (...)

Cette structure s’organise en deux régions de vitesse plus lente que la moyenne (en rouge) centrées sur l’équateur et entourées d’un anneau de vitesses plus rapides (en bleu) qui contient le pôle de rotation actuel de la Terre ainsi que les positions du pôle depuis au moins 200 millions d’années12.

Besse et Courtillot (2002).

Perspectives d’avenir en sismologie globale

52La réponse à ces questions doit attendre la construction d’images tomographiques plus fines. Ceci m’amène, dans la dernière partie de mon exposé, à décrire brièvement les perspectives d’avenir de cette discipline. Les progrès en sismologie globale de ces dernières années vont de pair avec les améliorations dans la qualité des capteurs sismiques, la possibilité d’enregistrer numériquement des quantités de plus en plus importantes de données, les progrès théoriques de la simulation du champ des ondes sismiques dans les milieux complexes à trois dimensions, et le développement de moyens de calcul puissants pour la simulation ou l’inversion des matrices de grande dimension. Les pas à franchir maintenant concernent la caractérisation de la nature – rapide ou douce – des transitions correspondant aux limites entre les grandes structures dans le manteau profond, la détection des structures de petite échelle et leur caractérisation. Cela implique de pouvoir extraire davantage d’informations des enregistrements sismiques que cela n’a été la coutume jusqu’à présent. En effet, ni les restes de plaques subduites au fond du manteau, ni les panaches – s’ils existent –, ne peuvent être résolus de manière précise par les méthodes traditionnelles, qui utilisent seulement l’information contenue dans les « premières » ondes, celles qui se sont propagées sur les trajets les plus courts – suivant les lois de la théorie des rais. Il est nécessaire désormais de prendre en compte les ondes qui interagissent avec des objets diffractants de faible amplitude et de tailles variables. En pratique, cela nécessite de travailler dans une large bande de fréquence, à de courtes longueurs d’ondes spatiales, et d’exploiter l’information contenue à la fois dans les temps de parcours et dans les amplitudes de toutes les ondes enregistrées, voire en y appliquant des techniques d’amplification de signal.

53La distribution limitée des tremblements de terre et des stations sismiques autour du globe est un défi important. Dans une situation idéale, on aimerait pouvoir échantillonner le volume de la Terre de manière uniforme. Cependant, contrairement à d’autres disciplines qui utilisent des méthodes d’imagerie, comme la médecine ou bien l’exploration pétrolière, nous ne contrôlons pas la distribution des sources, et pas tout à fait non plus celle des stations d’enregistrement. Pour surmonter ces difficultés, il existe actuellement plusieurs directions prometteuses.

54Des horizons nouveaux sont apparus récemment avec les progrès dans le calcul numérique du champ des ondes et l’archivage massif des données. Il existe maintenant des schémas numériques puissants permettant de calculer le champ des ondes sismiques dans des structures de complexité arbitraire, comme par exemple la méthode des éléments spectraux, bien adaptée à la géométrie sphérique de la Terre. Ces méthodes peuvent être utilisées de diverses manières, soit pour la modélisation directe des enregistrements observés, soit dans un contexte de problème inverse. Ces calculs sont encore lourds, mais prometteurs pour la construction de la génération suivante de modèles tomographiques globaux. L’anisotropie et la dissipation anélastique, qui influencent aussi la propagation des ondes, peuvent être désormais mieux caractérisées et apportent des informations complémentaires sur les directions d’écoulement, les variations latérales de température et la présence de fusion partielle. Dans le domaine des plus hautes fréquences du spectre sismique, la construction de réseaux denses de stations sismiques permanentes, tel le réseau hi-net au Japon, ou temporaires, comme ceux du programme américain Earthscope, motivent le développement de techniques qui commencent à estomper la différence entre les outils de la sismologie globale et ceux de la géophysique appliquée.

55L’utilisation de l’information contenue dans le champ direct et diffus des ondes conduit à la construction d’images très précises des plaques subduites dans le manteau. On peut désormais exploiter les résultats de l’imagerie sismique sous le Japon pour suivre l’évolution de l’eau entraînée, dans le manteau, dans les zones de subduction. Les données du réseau temporaire américain USArray, qui parcourt progressivement les États-Unis d’ouest en est, à raison de 400 stations espacées de 70 km les unes des autres, permettent un échantillonnage spatial suffisant pour étudier la structure fine de la lithosphère sous le continent nord-américain, ou bien encore le détail de la frontière du super-panache du Pacifique à la base du manteau. Les sismologues peuvent enfin proposer des valeurs précises sur la taille et la profondeur des hétérogénéités et le contraste de paramètres élastiques qu’elles représentent. Ceux-ci peuvent être confrontés aux données de physique des matériaux pour déterminer les variations latérales de composition et de température. Par exemple, dans le cas de la découverte récente de la post-pérovskite, dont le domaine de stabilité correspond à la couche D-seconde du manteau, les physiciens des matériaux et les géodynamiciens s’associent aux sismologues pour confirmer sa présence dans le manteau profond et en évaluer les conséquences pour la dynamique du manteau.

56La distribution non homogène des sources d’énergie sismique représente un problème important. Une technique en rapide développement s’affranchit de cette contrainte en exploitant la grande quantité de données sismiques à large bande enregistrées en continu depuis 30 ans dans de nombreuses stations. En effet, le bruit de fond engendré continuement par l’océan et l’atmosphère peut être utilisé pour construire des images tomographiques grâce à des méthodes de corrélations de bruit. La puissance de cette approche a été démontrée par l’étude de la structure de la croûte, dans laquelle la présence d’énergie importante dans la bande de fréquence microsismique (1-15 s) peut être exploitée. Une extension de cette méthode à de plus longues périodes présente des perspectives intéressantes pour l’imagerie du manteau supérieur, au moins jusqu’à des profondeurs correspondant à la base de la lithosphère continentale.

57Ces techniques nouvelles sont performantes dans les régions continentales, où la densité des stations est forte. Restent les océans, où l’acquisition de données sismiques est limitée à un petit nombre d’îles. Pourtant, les problèmes géodynamiques à résoudre ne manquent pas : par exemple, la structure profonde et l’anisotropie sismique des bassins océaniques ne sont pas connues de façon suffisamment précise pour permettre de distinguer plusieurs modèles possibles de refroidissement des plaques océaniques. Le manteau profond et le noyau restent mal échantillonnés à cause de l’absence de stations dans les océans. Bien que les efforts pour instrumenter le fond des océans aient commencé il y a plus de 25 ans, il existe encore peu de stations de longue durée au fond des mers. Un programme coordonné au niveau international est nécessaire pour couvrir systématiquement les océans de réseaux sismiques à large bande de grande envergure (1000 km sur 1000 km). De tels réseaux devraient rester en place pendant au moins un ou deux ans pour enregistrer un nombre suffisant de séismes et permettre l’illumination progressive de la structure, de la surface au noyau, sous les océans.

58Enfin, au fur et à mesure que les images produites par les sismologues se précisent, il est important d’exploiter les informations complémentaires que nous apportent les différentes disciplines des sciences de la Terre pour résoudre le problème inverse difficile que représente l’intérieur de la Terre et des planètes.

59En effet, même en admettant que les images fournies pourront être un jour d’une précision extrême, et même si, par le biais de l’imagerie anisotrope – les ondes sismiques se propagent à des vitesses différentes suivant la direction de propagation dans certains minéraux telle l’olivine, le constituant principal du manteau supérieur –, elles nous renseignent sur les directions d’écoulement passé ou présent, elles ne produisent qu’une vue instantanée de l’intérieur, une vue plutôt statique donc, qui doit être complétée par d’autres méthodes, celles de la géodynamique, pour accéder à la dynamique et à l’évolution thermique de la planète. Par ailleurs, les images obtenues sont celles de la distribution des propriétés élastiques, voire anélastiques, des matériaux dans l’intérieur de la Terre, alors que ce qui nous intéresse, ce sont les distributions de la température et de la composition chimique, qui déterminent la répartition de densité, et donc permettent de caractériser la morphologie des cellules de convection, à savoir la localisation des divers courants de matière. Un effort d’intégration entre les différentes disciplines qui contribuent à la connaissance de la structure et de la dynamique de la Terre est en cours, comme par exemple dans le cadre du programme CIDER (Cooperative Institute for Dynamic Earth Research).

60Pour conclure, je n’ai abordé ici que certains aspects globaux de la Terre profonde, et en ai laissé d’autres de côté, en particulier ce qui concerne la structure et la dynamique du noyau. J’espère cependant vous avoir convaincus que l’étude pluridisciplinaire de l’intérieur de la Terre est un domaine fascinant et très actif, qui évolue rapidement en adoptant des technologies de pointe, et qui nous concerne tous dans la mesure où il se rapporte de manière fondamentale à l’habitabilité de notre planète.

Documents annexes

Vidéo de la leçon inaugurale
Page du professeur sur le site du Collège de France
Médias audio/vidéo associés à l’enseignement du professeur

Notes

1 A. Wegener, « Idées nouvelles sur la formation des grandes structures de la surface terrestre (continents et océans) sur des bases géophysiques », conférence prononcée à la session annuelle de l’Union géologique le 6 janvier 1912 à Francfort-sur-le-Main (Allemagne). La théorie de la dérive des continents sera développée dans des traités, notamment Die Entstehung der Kontinente und Ozeane (1915).

2 X. Le Pichon et J. Heirtzler (1968), « Magnetic anomalies in the Indian Ocean and sea-floor spreading », Journal of Geophysical Research, vol. 73, no 6, p. 2101-2117, doi : 10.1029/JB073i006p02101.

3 H. F. Reid (1910), The mechanics of the earthquake. The California Earthquake of April 18, 1906, Report of the State Investigation Commission, vol. 2, Carnegie Institution of Washington, Washington, D.C.

4 G. Rogers et H. Dragert (2003), « Episodic tremor and slip on the cascadia subduction zone : The chatter of silent slip », Science, vol. 300, p. 1942-1943, doi : 10.1126/science.1084783.
K. Obara, H. Hirose, F. Yamamizu et K. Kasahara (2004), « Episodic slow slip events accompanied by non volcanic tremor in the Southwest Japan subduction zone », Geographical Resarch Letters, vol. 31, L23602, doi : 10.1029/2004GL020848.

5 W. Jason Morgan (1972), « Deep mantle convection plumes and plate motions », The American Association of Petroleum Geologists Bulletin, vol. 56, no 2, p. 203-213, doi : 10.1306/819A3E50-16C5-11D7-8645000102C1865D.

6 R. D. Oldham (1906), « The constitution of the interior of the Earth, as revealed by earthquakes », Quarterly Journal of the Geological Society, vol. 62, no 1-4, p. 456-475, doi : 10.1144/GSL.JGS.1906.062.01-04.21.

7 I. Lehmann (1906), Publications du Bureau central séismologique international, série A, Travaux scientifiques, vol. 14, p. 87-115.

8 K. Bullen, Introduction to the theory of seismology, Cambridge University Press, 1947 ; 4e édition, 1985.

9 J. Badro, G. Fiquet et al. (2003), « Iron partitioning in Earths mantle : Toward a deep lower mantle discontinuity », Science, vol. 300, p. 789-791, doi : 10.1126/science.1081311.

10 B. Kustowski, G. Ekström et A. M. Dziewoński (2008), « Anisotropic shear-wave velocity structure of the Earth’s mantle : A global model », Journal of Geophysical Research, vol. 113, B06306, doi : 10.1029/2007JB005169.

11 B. Kustowski et al. (2008), op. cit.
C. Mégnin, et B. Romanowicz (2000), « The three-dimensional shear velocity structure of the mantle from the inversion of body, surface and higher-mode waveforms », Geophysical Journal International, vol. 143, no 3, p. 709-728, doi : 10.1046/j.1365-246X.2000.00298.x.
J. Ritsema, H. J. van Heijst et J. H. Woodhouse (1999), « Complex shear wave velocity structure imaged beneath Africa and Iceland »,
Science, vol. 286, p. 1925-1928, doi : 10.1126/science.286.5446.1925.

12 J. Besse et V. Courtillot (2002), « Apparent and true polar wander and the geometry of the geomagnetic field over the last 200 Myr », Journal of Geophysical Research, vol. 107 (B11), p. 2300, doi : 10.1029/2000JB000050.

Table des illustrations

Titre Figure 1. Anomalies magnétiques et datation des fonds océaniques.
Légende a) Lorsque le magma se refroidit pour former la nouvelle croûte en écartant la croûte plus ancienne de part et d’autre de la ride médio-océanique, les roches acquièrent une magnétisation qui garde la mémoire de l’orientation du pôle du champ magnétique de cette époque, enregistrant ainsi les inversions du champ au cours des temps géologiques, ce qui, confronté avec l’échelle des temps des inversions du champ (b), permet de dater les fonds océaniques et de déterminer les vitesses d’écartement des plaques (c), comme l’ont fait les premiers Le Pichon et Heirtzler.
Crédits U.S. Geological Survey. Le Pichon et Heirtzler (1968).
URL http://books.openedition.org/cdf/docannexe/image/495/img-1.png
Fichier image/png, 398k
Titre Figure 2. Coupes horizontales dans un modèle tomographique global sismique récent à plusieurs profondeurs dans le manteau.
Légende L’échelle des couleurs représente les variations relatives (en %) des vitesses élastiques de cisaillement par rapport à la moyenne à la profondeur correspondante. Les couleurs rouges correspondent en première approximation à des régions où la température est plus élevée que la moyenne, les couleurs bleues, où elle est plus faible.
Crédits Kustowski et al. (2008).
URL http://books.openedition.org/cdf/docannexe/image/495/img-2.png
Fichier image/png, 580k
Titre Figure 3. Degré 2 de la structure en vitesses de cisaillement dans la partie la plus profonde du manteau (à 2800 km de profondeur), vue dans trois modèles tomographiques récents construits par des groupes de recherche différents. S362ANI : Kustowski et al. (2008) ; SAW24B16 : Mégnin et Romanowicz (2000) ; S20RTS : Ritsema et al. (1999).
Légende Cette structure s’organise en deux régions de vitesse plus lente que la moyenne (en rouge) centrées sur l’équateur et entourées d’un anneau de vitesses plus rapides (en bleu) qui contient le pôle de rotation actuel de la Terre ainsi que les positions du pôle depuis au moins 200 millions d’années12.
Crédits Besse et Courtillot (2002).
URL http://books.openedition.org/cdf/docannexe/image/495/img-3.png
Fichier image/png, 226k

Auteur

Barbara Romanowicz

Professeur au Collège de France, chaire de Physique de l’intérieur de la Terre

© Collège de France, 2012

Conditions d’utilisation : http://www.openedition.org/6540

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