Lettre de Kasuku  N°23

On peut ausculter notre planète

Oui, comme un médecin, nous pouvons ausculter notre planète grâce à des stéthoscopes ultrasensibles, les sismographes. Ce sont des appareils qui enregistrent l'arrivée des ondes émises par un tremblement de terre. Grâce à cette technique, on connaît aujourd'hui la densité et les propriétés mécaniques des parties profondes de notre globe. On découvre ainsi une structure concentrique, faite de couches emboîtées les unes dans les autres, comme les pelures d'un oignon, et dont la densité augmente régulièrement avec la profondeur.  

Foyer et épicentre

On appelle foyer l'emplacement du point de rupture des roches le long d'un plan de faille. Un tremblement de terre  est donc la conséquence d'une telle rupture. Les foyers des tremblements de terre sont presque toujours situés à moins de 100 km de profondeur.

 Les seuls cas de foyers plus profonds se trouvent dans les zones dites de subduction, où ils jalonnent la zone de contact entre la plaque lithosphérique plongeante et le manteau, jusqu'à une profondeur maximale de 700 km. C'est un sujet dont de vous parlerai plus tard !  L'épicentre est le point géographique situé en surface à l'aplomb du foyer. C'est l'endroit où les effets du tremblement de terre sont les plus importants.

Le sismographe, le stéthoscope des géophysiciens

Les ondes sismiques sont enregistrées par des sismographes. Le principe est simple : une masse munie d'un stylet est maintenue hors de l'influence du mouvement sismique  (suspendue à un ressort par exemple) et on enregistre les déplacements  du stylet sur un tambour tournant qui, lui, est solidaire de la roche en mouvement. 

En pratique, c'est un peu plus compliqué car il faut, d'une part, enregistrer les composantes des ondes dans les trois directions de l'espace et, d'autre part, disposer de sismographes sensibles les uns à de courtes longueurs d'onde (P et S), les autres à de grandes longueurs d'ondes (L).

Les ondes sismiques

Les ondes auxquelles un ébranlement sismique donne naissance sont de trois types :

 Les ondes de compression P qui, alternativement, compriment les roches devant elles et les dilatent derrière elles. Ce sont les plus rapides. Elles se déplacent aux environs de 6.5 km/s dans les roches superficielles. Elles traversent les solides, les liquides et même l'air, provoquant un grondement semblable à celui qui accompagne un train roulant à grande vitesse

Les ondes de cisaillement S qui secouent les roches de haut en bas et de gauche à droite  comme le mouvement d'une corde qu'on agiterait à l'une de ses extrémités. Elles se déplacent plus lentement que les précédentes, à environ 3.2 km/s dans les roches superficielles. Elles sont donc enregistrées plus tardivement que les ondes de compression, sur les sismographes. Les ondes de cisaillement ne peuvent se mouvoir qu'à travers les corps solides. Elles sont complètement absorbées par les liquides.

Les ondes de surface L sont comparables à la houle des océans. Elles ont une période très longue et ne se déplacent qu'à la surface de la Terre. Seuls des sismographes spéciaux peuvent les détecter. Elles se déplacent plus lentement que les précédentes (2.7 à 3 km/s) et se propagent sur de très grandes distances, faisant parfois plusieurs fois de tour de la Terre avant de disparaître. Elles se subdivisent elles-mêmes en deux composantes selon qu'elles vibrent verticalement ou horizontalement.

Vitesse de propagation des ondes sismiques

Les vitesses des divers types d'ondes indiquées ci-dessus ne sont vraies que pour les roches superficielles. Les vitesses des ondes varient considérablement suivant la nature des roches qu'elles traversent. Par ailleurs, si elles rencontrent des obstacles (changement brusque de la nature des roches, par exemple), elles peuvent être réfléchies et réfractées de la même manière qu'un rayon qui traverse la limite de deux milieux d'indice de réfraction différents. 

L'étude attentive du cheminement des ondes à l'intérieur du globe permet de reconstituer les propriétés physiques des diverses couches qu'elles rencontrent.

Les temps d’arrivées des divers types d’onde permettent d’estimer la distance à laquelle se situe le foyer du tremblement de terre. En comparant entre elles les données des sismographes répartis dans le monde, on détermine précisément l’emplacement du séisme.

Disparition des ondes de cisaillement

Lors d’un tremblement de terre, les ondes de cisaillement disparaissent des enregistrements des sismographes dans une zone comprise entre 103° et 143° du lieu de l’ébranlement. C’est comme si une partie du globe terrestre était « à l’ombre » des ondes de cisaillement. Ces ondes sont absorbées par une zone liquide ou pâteuse du côté du noyau terrestre

Notre planète est faite de couches concentriques

Telle une poupée russe, la Terre est constituée de couches de nature différente emboîtées les unes dans les autres. A partir de la surface nous trouvons successivement :

La croûte terrestre qui est constituée principalement de roches granitiques pour les continents et de roches basaltiques pour les fonds océaniques. L'épaisseur de la croûte continentale varie entre 25 et 60 km alors que celle de la croûte océanique est d'environ huit kilomètres.

Le manteau, situé juste au-dessous de la croûte, est constitué de roches dont la composition chimique est analogue à celle des météorites pierreuses. Il s'étend jusqu'à 2900 km de profondeur. Les minéraux dominants sont l'olivine, les pyroxènes et les grenats.  Entre 400 et 1000 km de profondeur, apparaît une zone de transition au niveau de laquelle les minéraux acquièrent des structures atomiques plus denses sous l'effet de l'augmentation de la pression. Cette zone délimite le manteau supérieur du manteau inférieur. La température augmente régulièrement avec la profondeur et atteint environ 3000° à la base du manteau. L'augmentation parallèle de la pression empêche les roches de fondre et le manteau reste dans son ensemble à l'état solide.

Toutefois, près de la surface, vers 100 km de profondeur, la température est très proche du point de fusion des roches. Il arrive alors que, localement, la roche puisse fondre partiellement, engendrant les magmas générateurs des roches éruptives et les phénomènes volcaniques qui en découlent.

Le noyau est constitué d'un alliage métallique fer/nickel dont la composition doit ressembler à celle des météorites métalliques. La partie externe du noyau est à l'état liquide ou pâteux et les ondes de cisaillement ne peuvent pas s'y propager. La partie interne du noyau est solide. Tout au centre, la pression atteint 3'500 kilobars, la température 3500° à 4000° et la densité est de 12,5.  C'est vraisemblablement dans le noyau que le champ magnétique terrestre prend naissance.

Pour en savoir plus :  https://kasuku.ch/que-savons-nous-de-notre-planete/