Le sous-sol en équations
L a composition minéralogique et la température sont deux
paramètres géologiques fondamentaux pour la connaissance
de la structure et de la dynamique internes d’une planète, mais
elles ne sont pas accessibles directement ; il faut donc recourir à des
observations indirectes.
Chaque branche de la géophysique utilise une technique spécifique
pour obtenir des données relatives à l’intérieur de la Terre :
le sismologue mesure les durées de trajet des ondes sismiques et en
déduit leur vitesse ; le géodésien mesure la variation du champ de
pesanteur afin de déterminer la densité des roches ; le magnéticien
mesure la variation spatiale ou temporelle du champ magnétique pour
évaluer la conductivité électrique du sous-sol.
Utiliser ces données pour en déduire les paramètres géologiques ciblés,
qui dépendent eux-mêmes d’autres paramètres comme la profondeur,
nécessite de connaître les relations de dépendance qui existent
entre toutes ces grandeurs. Or cette connaissance est encore très
imparfaite. C’est pourquoi nous travaillons sur un modèle de relations
thermodynamiques, nommées « équations d’état », qui permettent de
calculer, à partir de mesures réalisées en laboratoire sur des matériaux
de température et de composition connues, les vitesses sismiques, les
densités et les conductivités électriques de roches à haute température.
Nous avons ainsi montré que la conductivité électrique est, à l’inverse
de la vitesse sismique, beaucoup plus sensible à une variation de
température qu’à une variation de composition. Il en ressort l’intérêt
de prendre en compte cette conductivité dans les modèles (ce qui
était rarement le cas jusqu’à présent), surtout en vue d’une meilleure
estimation de la température.
Afin de caractériser le sous-sol planétaire à partir des données
d’observation, nous utilisons une méthode, dite de Monte-Carlo,
qui permet d’explorer avec le modèle l’ensemble des valeurs que
peuvent prendre les paramètres, pour retenir finalement celles qui
correspondent le mieux aux données.
Le manteau inférieur de la Terre est classiquement considéré comme
homogène, avec une teneur constante en pérovskite(1) (environ 60%).
Nos résultats montrent qu’une teneur décroissante avec la profondeur
est compatible avec les données géophysiques, et que la température
augmente avec la profondeur plus rapidement que si elle était seulement
liée à la pression.
Nous explorons à présent les conséquences de ces nouveaux résultats
sur la dynamique du manteau. Il s’agit notamment de savoir si
les variations évoquées précédemment sont compatibles avec les
mouvements de convection classiquement déduits de la tectonique
des plaques.
(1) silicate cristallin de fer et/ou de magnésium, noté (Mg,Fe)SiO3, qui est stable aux très
fortes pressions qui règnent dans le manteau terrestre
DOSSIER
Cailloux et planètes
Structure et dynamique internes - 1
Scanner la Terre
© RC2C et Julie DanetTout séisme de magnitude supérieure
ou égale à 4 est aujourd’hui enregistré
par au moins une demi-douzaine de stations
sismologiques, son foyer pouvant être ainsi
localisé avec précision.
Cette localisation et l’évaluation de l’énergie
libérée sont primordiales pour comprendre les
mouvements de la lithosphère et prévoir les
tremblements de terre, mais elles sont aussi
le point de départ d’un autre type d’études
sismologiques visant à caractériser les propriétés
physiques et la composition chimique de
l’intérieur de la Terre.
Grâce aux enregistrements des vibrations
(sismogrammes), on calcule le temps mis par les
ondes sismiques pour parcourir le chemin qui
sépare la source d’un récepteur (sismomètre). Les
ondes captées en divers lieux ont des amplitudes
et des instants d’arrivée différents : chacune
comporte la signature des milieux qu’elle a
traversés dans la Terre. En effet, à chaque fois
que ce milieu change, le profil de l’onde et sa
vitesse de propagation sont modifiés.
C’est ainsi que l’existence du noyau liquide de la
Terre a été prouvée et sa taille évaluée au kilomètre
près. De la même façon, l’existence d’une graine
solide, l’épaisseur de la lithosphère et la plongée
de ses plaques dans le manteau, ou encore les
différences entre le plancher des océans et celui
des continents ont été établies avant 1981, date
à laquelle fut proposé un modèle de « l’intérieur
moyen » de la Terre. Ce modèle, dans lequel les
caractéristiques physicochimiques ne varient
qu’en fonction de la profondeur, fonde une
vision en couches concentriques homogènes
très répandue aujourd’hui encore mais quelque
peu réductrice.
Comme une échographie planétaire
Depuis lors, les efforts portent sur les variations
horizontales de ces caractéristiques, afin
d’obtenir une description tridimensionnelle
de la structure interne. Les méthodes dites de
tomographie sismique aujourd’hui utilisées
sont comparables à celles de l’imagerie
médicale, comme l’échographie ou le scanner :
elles produisent des vues en coupe.
La tomographie globale (de grande échelle) a
permis de préciser les phénomènes de plongée
des plaques : certains de ces enfoncements
dépassent 1000 km de profondeur ; d’autres
sont stoppés vers 660 km, au niveau d’une
discontinuité du manteau nommée zone de
transition. La cause de ce blocage n’est pas
encore bien connue. Elle mobilise de nombreuses
recherches auxquelles le LPGNantes participe.
La connaissance des flux de matière dans
cette zone est en effet cruciale pour mieux
comprendre la dynamique du manteau.
L’origine et l’ampleur des mouvements
ascendants tels que les « points chauds » (des
montées de roches jusqu’à la lithosphère)
sont également débattues, car malgré la
multiplication des points de mesure, les données
manquent pour une détection suffisamment
précise. Ce problème pourrait être résolu grâce
à une meilleure couverture des fonds marins,
mais les océans et les mers couvrent les deux
tiers de la surface de la Terre et l’installation de
sismomètres y est bien plus difficile et onéreuse
qu’ailleurs.
Des sismomètres ont aussi été posés sur la Lune et il est question d’en placer de nouveaux, ainsi que sur Mars. Leur nombre étant nécessairement faible, nous étudions comment les répartir pour répondre au mieux à des questions prioritaires, comme l’origine du vaste bombement de la surface de Mars nommé dôme de Tharsis.
Mystères magnétiques
Intensités (en nanoteslas) et structures des champs magnétiques de la Terre (à gauche) et de Mars © LPGNantes / B. LanglaisL e champ magnétique de la Terre est
dû à « l’effet dynamo » (on parle de
géodynamo ) : il résulte de mouvements
turbulents au sein du noyau externe, constitué
en majorité de fer liquide, qui créent des
courants électromagnétiques. Sans ce champ,
l’atmosphère aurait été en grande partie érodée
par le vent solaire(1). L’analyse de nombreuses
mesures faites à terre, en mer, en vol aéroporté
ou spatial (dont celles de la prochaine mission
spatiale européenne Swarm à laquelle nous
participons) permet d’en obtenir une description
très fine, à petite échelle géographique, et de
mieux comprendre son origine.
En première approximation, le champ
magnétique terrestre ressemble à celui d’un
aimant géant dipolaire (avec deux pôles, Nord
et Sud). Il est en réalité plus complexe, avec des
composantes quadripolaires, octopolaires, etc.
De plus, il varie dans le temps, sur des périodes
allant de quelques secondes à plusieurs millions
d’années. Les variations les plus rapides sont
liées au vent solaire ; les plus lentes sont liées
aux mouvements dans le noyau.
Des inversions incomprises
Les deux pôles magnétiques principaux se
déplacent ainsi de quelques kilomètres par
an autour des pôles géographiques. De temps
en temps, en moyenne tous les 100 000 ans,
le champ s’inverse brutalement : le pôle Nord se
retrouve au sud et vice-versa ! Ce phénomène
a été mis en évidence par l’analyse des coulées
volcaniques car les laves enregistrent la
direction du champ magnétique lorsqu’elles
se refroidissent. Les causes de ces inversions et
celles d’autres variations observées demeurent
inconnues.
On sait toutefois que le noyau est, comme
le manteau, le siège de mouvements de
convection associés à son lent refroidissement
et couplés à la rotation globale de la Terre :
les volumes de liquide les plus chauds (donc
les moins denses) montent vers la frontière
noyau-manteau ; en perdant de la chaleur, ils
se densifient et redescendent. La croissance
du noyau solide, induite par le refroidissement,
conduit à des variations de la composition et
de la densité du noyau liquide qui ont, elles
aussi, des effets sur le champ magnétique.
Des « pépins » dans le noyau
Une meilleure connaissance de la géodynamo
nécessite, outre des mesures plus précises, des
simulations numériques et des expériences
en laboratoire qui visent à reproduire avec
différents liquides les phénomènes magnétiques
terrestres. Or, malgré les progrès récents,
on peine encore à expliquer les observations.
La présence, au voisinage de Mercure, d’un
champ magnétique globalement 100 fois
moins intense que celui de la Terre atteste de
l’existence d’un noyau métallique liquide dans
cette planète. Ce n’est pas le cas de Mars ;
cependant, les mesures mettent en évidence
une aimantation des roches par une ancienne
dynamo. Il est probable que la disparition
de cette dernière ait entraîné celle d’une
atmosphère plus dense, peut-être propice à
la vie, mais il reste à préciser les causes et la
chronologie de ces événements. Le fait que les
grands cratères martiens ne sont pas aimantés
implique que la dynamo n’existait déjà plus
lorsqu’ils ont été formés.
Vénus, quant à elle, est dépourvue de champ
magnétique. Il n’y existerait donc pas de
convection, donc pas de refroidissement à
un niveau comparable à celui de la Terre.
La raison n’en est pas bien connue. Entre autres
problèmes, il reste également à comprendre
la persistance d’une atmosphère vénusienne
très épaisse malgré l’absence de protection
magnétique contre le vent solaire.
(1) flux de particules électriquement chargées émises par le Soleil. Cf. "Un bouclier pour la vie"